oiiimçm - Sociedade Brasileira de Geologia

SOCIEDADE BRASILEIRA DE GEOLOGIA
ANAIS
Do
XXVIII CONGRESSO
VOLUME 5
Porto Alegre. RS - Outubro 1974
~

xxvm CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
VOLUME 5
SESSOES TÉCNICAS
MINERALOGIA
PETROLOGIA
PROSPECÇÃO MINERAL
íNDICE
Mineralogia
Mineralogia de Ia Fracción AreiIlosa de Ia Formación Fray Bentos en el Suroeste deI Uruguay
- Lorenzo A. Ferrando, Malvina Daza. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3
Mineralogia dos Depósitos de Ferro de Águas Claras, MG. - Wolney Lobato. . . . . . . . . . . . . 15
Ensaios de Quantificação por Difratometria de Raios X de Calcita e Dolomita em Rochas
Carbonáticas - Giuliana Ratti, Jairo de Sant'Anna Taddeo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21
Os Pesados do Barreiras na Costa Oriental Brasileira: Estudo de Áreas-Fonte - José Moacyr
Vianna Coutinho, Armando Mareio Coimbra . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 27
O Pré-Cambriano do Vale do Rio Doce como Fonte Alimentadora de Sedimentos Costeiros -
José Moacyr Vianna Coutinho . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 43
AUXIlioVisual no Ensino da Óptica Cristalina - José MoacyrViannaCoutinho. . . . . . . . . . . 57
Os Minerais Pesados de Areia na Foz do Rio Doce - José Moacyr Vianna Coutinho. . . . . . . . 61
Determinação Roentgnográfica das Olivinas por d 112 e pelas Diferenças ~d e ~20(Cuka:) -
WilliamG.R. de Camargo,J. B. de MadureiraFilho. 79
Seqüência Cristalogênica de Inclusões Singenéticas em Diamante: Olivina e Granada - C.R.
Leite. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 83

ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Petrologia
Petrologia e Geoquímica de Riolitos Alcalinos Pré-Cambrianos do Oeste da Bahia - Gianpaolo
Sighinolfi, Teodora M. L. Conceição. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 89
Complexo de Piracaia - Estudos Preliminares - José C. Cavalcante, Libório Q. Kaefer. . . . . . 101
Aspectos Geológicos e Petrográficos do Complexo Ultramáfico-Alcalino de Catalão I - WanderlinoTeixeirade
Carvalho . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 107
Granito de Campo Formoso - Bahia - Maria Alba Farias Tanner de Oliveira,Raymundo
José BuIcão Fróes, Teodoro Tanner de Oliveira. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 125
Geologia e Petrografia da Região de Caconde, SP - Marcos Aurélio Farias de Oliveira, Francisco
Rubens Alves . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 133
Granitos e Metamorfismo no Vale do Ribeira de Iguape, SP e Pr - E. Wemick, C. B. Gomes. . 145
Migmatização e Feldspatização deChamockitos. e Granulitos no Leste Paulista e Sul de Minas
Gerais - Eberhard Wemick, Faustino Penalva. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 155
Rochas Vulcânicas Ácidas e SubvuIcânicas no Leste da Amazônia - Jaime F.V. Araújo,
Ana M. Dreher . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 161
Prospecção Mineral
Pesquisa de Cobre em Rochas Calco-Silicatadas em Paraíso do Norte, Goiás-Tércio Pina de
Barros, Silvio Ronan Bressan . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 171
Prospecção Geoquímica para Cobre em Paraíso do Norte, Goiás - Marcelo José Ribeiro,
Silvio Ronan Bressan, Tércio Pina de Barros. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 189
Métodos Geoquímicos em Escalas Regionais e de Detalhe Aplicados à Prospecção de Corpos
Ultrabásicos na Área Cromínia - Pontalina, Goiás - Marcelo José Ribeiro, Carlos Maranhão
Gomes de Sá, Clovis de Almeida Oliveira . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 199
A Prospecção Radiométrica na Definição de Zonas Mineralizadas no Complexo Ultramáfico -
Alcalino de Catalão I - Wanderlino Teixeira de Carvalho, Iranildo Rodrigues Valença . . .. 213
Prospecção Geoquímica de Sedimentos de Corrente Aplicada à Seleção de Áreas ~om Mineralização
Cuprífera no Vale do Rio Curaçá - Bahia- Inácio de Medeiros Delgado, Dorival
Correia Bruni, João Dalton de Souza. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 221
Geologia e Geoquímica de Semi-Detalhe do Maciço Máfico-Ultramáfico, Mangabal I, Sanclerlândia,
Goiás - Marcelo José Ribeiro, Amadeus Achiles Pfrimer, Carlos Maranhão Gomes
de Sá. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 239
Trabalhos de Pesquisa Mineral Desenvolvidos no Complexo Ultramáfico-Alcalino de Catalão I,
Goiás - Wanderlino Teixeira de Carvalho. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 251
Pesquisa de Minerais Pesados no Litoral de Itabapoana - Estado do Rio de Janeiro - Projeto
Buena - Pedro A. Couto, Aramis P. Gomes, Rafael Avena Neto. . . . . . . . . . . . . . . . . .. 273
Prospecção Geoquímica de Semi-Detalhe e Detalhe no Maciço Básico e Ultrabásico de Americano
do Brasil, Goiás - Marcelo José Ribeiro, Moacyr Martins dos Santos . . . . . . . . . .
"
Contribución a Ia Geologia de los Yacimientos de Amatista deI Departamento de Artigas
287
(Uruguay) - Jorge Bossi, Walter Caggiano . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 301

MINERALOGIA DE LA FRACCION ARCILLOSA
DE LA FORMACION FRA Y BENTOS
EN EL SUROESTE DEL URUGUAY
LORENZO A. FERRANDO, MALVEINA DAZA
ABSTRACT
Fray Bentos formation of olige-miocenic age outcrops in the west littoral and in the south of Uruguay. It also develops in
lhe Laguna Merin Basin.
Its lithology is formed mainly by thin sandstones of regular selection, high proportion of feldspar and clayey cement or
clayey calcareous, mass(ves, middlinlt friable and of brown-orange colour very t1'Pical.
This clayey fraction was studied by ATD and RX on samples taken from the southwest of the country, and the results
of these studies stablished the predominan of triotaedric illite and a very thin subdivided biotite with a partial alteration. This study
also sho";ed its association to smectite of beidellitic type, as well as to an interestratificated mineral of 10-14c Í;ype.
The conclusion we have got to is that the heritage is the main responsible of the clayey fraction mineralogy of Fray Bentos,
which were originate from an acid crystalline rocks, Nevertheless we suppose that the origin of the smectite and the interestratificated
mineral was due to neoformation ortransformation by agredacion during the diagenesis.
We infer that the original aiuI depoaition aress were submitted to a climate of scarce rains, irregular distribution of these
..,d a clirnate of medium warm temperature.
RESUMO
A. FormaçAp Fray Bentos. de idade oligo-miocênica, aJlora no litoral oeste e DD sul. do Uruguai, aléln de o.cor~ tambéln na
bacia da Lagoa Mirim. Litologicamente é formada principalmente por arenitos bastante finos, de seleção regular com alta proporção de
feldspatos, cimento argiloso ou argilo-calcário, maciço, medianamentefriável e de corpardo-alaranjada, muito típica.
Foi estudada por A TD e RX a fração argilosa das amostras do sudoeste do País e os resultados indicaram a predominância
à! uma ilita trioctaédrica, biotita finamente subdividida e parcialmente alterada, associada a uma exmectita de tipo beidelitico e com um
mineral interestratificado de tipo 10-14c: o restante do cortejo mineralógico é integrado por limonita, goetita e caleita.
Chegamos à conclusão que a herança é o principal fator responsável pela mineralogia de fraçllo argilosa de Fray Bento~
originada por um substrato de rochas cristalinas ácidas; não obstante, para a esmectita e o mineral interestratificado, pode-se supor, pelo
menos parcialmente, uma origem de neoformação ou transformaçâo por agradação durante a diagênese.
. .' Conclui.se que as áreas de proveniência e de deposiçãoforamsubmetidas.a umdima de pluviosida~reduzidá. comdistribuiçâo irregular
das chuvas e clima temperado quente. A topOgrafia foi elevada na área de origem. produzindo.se em ambas as zonas um rejuvenescimento constante
do relevo.
ANTECENDENTES
La Formación Fray Bentos afiora en una superfície bastante importante deI litoral
oeste y en el sur deI Uruguay; su cartografia se debe fundamentalmente aIos trabajos de Lambert
(1939 a, b y 1940)y de Serra (1943, 1945). siendo este último autor quién en 1944 sefiala Ia
presencia de Fray Bentos en el este deI país, en 10 que actualmente se conoce como Fosa tectónicà
de ia Laguna Merin, aunque sin llegar a aflorar ya que está cubierta por sedimentos posteriores.
La Figura 1 seftala el área de distribución de Ia formación considerada.

4 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Fig. 1- Distribución superficial y profunda de Ia Formación
Fray Bentos y áreas muestreadas para
este estudio.
Kraglievich (1928 y 1932) es quién ubica estratigráficamente a Fray Bentos en el
Mioceno Inferior u Oligoceno y Lambert (1940) qWén Ia designa con el nombre con que He Ia
conoce actualmente; aunque algunas de Ias litologías que Ia integran fueron descritas ya en 1878
por Darwin.
Los conocimientos actuales sobre Ia Formación Fray Bentos están basados en Ia
recopilación de antecedentes realizada por Bossi (1966) y en Ios estudios detallados realizados
por Fernandez y Techeira (1966), Elizalde y Techeira (1967), Fernandez (1967), Cardellino y
Eugui (1973). Albanell (inédito), Fernandez et alii (inédito), Albanell y Galipolo (inédito),
Morales et alii (inédito), Ferrando et alii (inédito) dentro deI programa Garta Geológica deI
Uruguay a escala 1/100.000.
En base a los antecedentes indicados se puede concluir que Ia Formación Fray Ben.
tos está integrada fundamentalmente por areniscas muy finas de selección regular, con cemento
arcilloso o arcillo-calcáreo, excepcionalmente silicificadas; se trata siempre de rocas masivas de
tenacidad variable según el tenor en calcáreo. El color es pardo anaranjado, muy particular y
constante, siendo uno de los caracteres unificantes de Ia Formación. El carbonato de caldo se
puede disponer en diversas formas: pulverulento disperso en Ia roca, como concreciones de di.
verso tamano, en lechos subhorizontales o rellenando fisuras; el contenido medio es deI orden deI
:11%, aunque puede llegar apresentar carapachos calcáreos (casi verdaderas calizas) de hasta un
metro de potencia, desarrollados principalmente en los departamentos de Rio Negro y Paysandú.
La Formación Fray Bentos en Ia base, puede desarrollar niveles brechoides, conglomerádicos,
lodolitas conglomerádicas, lodolitas o fangolitas, de escasa potencia.
Existen también looss y fangolitas de características similares a Ias areniscas, pero
cuya posición estratigráfica dentro de Fray Bentos no se conoce aún. En Ia perforación realizada
en Rincón de Ia Bolsa, se han definido hacia Ia base de Ia Formación niveles arcillosas: Bossi
(1966) indica en Ia cima de Fray Bentos Ia constituyen areniscas con esbozo de estratificación
cruzada que se exponen en Paso Belastiqui y los Cerrillos.
Los análisis granulo métricos efectuados sobre muestras de Ias litologías más frecuentes
de Ia Formación Fray Bentos, indican que los detritos presentan una distribución bi o po.
limodal, prácticamente sin granos mayores a un milimetro (excepto Ias litologías basales), con
una moda principal poco marcada, menos de 15 unidades respecto a Ia admixtura proximal, y
estando siempre una de Ias modas secundarias en los términos de Ia fracción arcilla. Estos mis.
mos análisis arrojan para el índice de selección de TRASK valores que oscilan entre 2,50 y 3,90;
mientras que el índice de asimetría muestra valores positivos muy variables y sólo excepcionalmente
valores negativos.
Los estudios de los minerales livianos de Ia fracción arena comprendida entre 0,12 Y
0,25 mm, según el método de doble tinción propuesto por Parfenoff et alii (1970), indican

FERRANDO, DAZA 5
E!l promedio un tenor en cuarzo deI 68% y un leve dominio deI feldespato potásico (18%) sobre
Ias plagioclasas (14 % ), en medidas con un error deI 2,5 %. Se debe indicar además Ia frecuente
presencia de vidro volcánico en Ia fracción liviana, a veces en proporciones importantes.
La fracción densa no ha sido estudiada tan detalladamente; se conoce no obstante Ia
presencia constante o casi constante de minerales opacos, circón, estaurolita y hornblenda, una
frecuencia alta para turnalina, granate y disteno citandose en menor proporción aún, epidoto,
andalucita, piroxeno, biotita, apatito, diopsido y baritina autígena.
La Formación Fray Bentos se desarrolla dentro de Ia cuenca cretácea y alcanza sus
mayores espesores en Ias áreas de subsidencia postcretácea de Ias mismas, siendo Ia potencia
máxima conocida de 91 m en Puerto Gómez.
Los distintos autores coinciden en indicar que Ia sedimentación de Fray Bentos se
realizó en condiciones continentales, bajo un clima de cierta rigurosidad en un ambiente de estepa
semi-árida, habiendo sufrido un transporte eólico (Bossi, 1966).
METODO DE TRABAJO
Las muestras analisadas fueron recogida-s de perfiles de Ia Formación Fray Bentos
sin alterar, por 10 que los minerales arcilosos determinados no resultan de Ia alteración actual de
Ia Formación.
La fracción arcillosa de Ias rocas se separó luego de haber procedido al desagregado
en seco y bajo agua con posterior tratamiento ácido para Ia eliminación deI carbonato de calcio.
Se analizaron 15 muestras de litologías de Fray Bentos por análisis térmico diferencial,
provenientes de los sectores LXXVI y LXXXIV (A, Fig.1). Estos análises fueron realizados
en un horno de construcción propia en Ia Facultad de Agronomia, Montevideo, con una
termocupla de cromel-alumel y una velocidad de calentamiento de lOoC/min.
Paralelamente 9 muestras extraídas deI sector LX (B, Fig. 1) fueron estudiadas por
difracción de Rayos X en los Iaboratorios de Ia Facultad de Ingeniería y Agrimensura, Montevideo,
utilizando anticátodo de cobre. Se realizaron análises sobre Ias muestras aI natural,
glicerinadas y sometidas a un calentamiento de 500-600°C durante una hora.
Si bien Ias muestras provenientes de cada zona muestreada para este trabajo fueron
estudiadas por un método diferente, Ia homogeneidad de Ia Formación y Ia coincidencia de Ios
resultados obtenidos, elimina Iasposibles dudas referentes a Ia validez de Ias conclusiones.
La interpretación de Ios diagramas de RX se ha realizado en base a Ias tablas de
difracción planteadas por Caillere-Henin (1963).
Las curvas de A TD fueron interpretadas con Ia ayuda de Ios resultados de Ios
diagramas de RX y según Ias normas propuestas por Greene-Kelly (1957) .
La nomenclatura de Ios minerales arciIlosos utilizados corresponde a Ias clasificaciones
más modernas. Los términos usados y su significado es eI siguiente segun Ios autores que
se indican.
Illita -minerales cuyo espaciado basal es fijo a 10 A y que designa al conjunto de
edificios micáceos de tamaiio muy pequeno y que no se pueden diferenciar (Tardy, 1969). En
realidad puede tratarse de verdaderas micas trituradas, de sericita o bien de illita ss.
Esmectita - minerales con espaciado basal natural entre 12 y 15 A que pasa a 18 A
con Ia glicerina y que se reduce a 10 A al ser sometidos a una temperatura superior a los 300°C
durante cierto tiempo. Este nombre se aplica aI grupo de minerales montmorilloníticos (Grim,
1968).
Minerales arciIlosos interestratificados - están formados por Ia asociación de unidades
estructurales de diferente espaciado basal. (Lucas, 1962). Estos interestratificados se pueden
describir, de acuerdo a 10 que muestra Ia difracción de Ios RX, como minerales cuya reflexión
001 corresponde a Ia suma de Ias distancias basales de Ios minerales asociados. En nuestro caso
E!l eI mineral interestratificado deI tipo lO-14c (illita-elorita), Ia reflexión 001 se encuentra a 24 Â
y Ia 002 a !2 Â.
EI interestratificado 1O-14c corresponde a Ia asociación de hojuelas cuyo espaciado
basal es a 10 A y de hojuelas a 14 A que pennanecen fijas durante 105 diferentes tratamientoB.
EI interestratificado lQ-14m (illita-montmorillonita), corresponde a Ia associación de

6 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
hojuelas cuyo espaciado es similar al de Ia illita y hojuelas a 14 Â hinchantes a Ia glicerina y que
disminuye con el calor, como Ias esmectitas.
INTERPRETACIÚN DE ANALISIS R-X
Los diagramas de diferenciación de RX muestran a 10 Â un pico sumamente ancho
que se interpreta que corresponde a un mineral illítico de escasa cristalinidad y en un avanzado
estado de degradación (Millot, 1964 y Kubler, 1966). Se trataria de una illíta trioctaédrica, ya
que el pico a 5 Â no fue detectada en ninguno de los diagramas estudiados (Grim, 1953 y Tardy,
1969).
EI pico que se observa a más de 14 Â en Ias muestras normales, que pasa a 17 Â
con glicerina y se reduce a 10 Â con el tratamiento térmico, corresponde a una esmectita de tipo
beideIlítico.
Los minerales interestratificados detectados son del tipo 10-14c (illíta-clorita); el
mineral lO-14m (illita-montmorillonita), se encuentra excepcionalmente en una única muestra.
En cuatro de los diagramas realizados, se observó Ia presencia de un pico alrededor
de los 17 Â que correspondería a óxidos de hierro amorfos (limonitas) según Steinberg et alii
(1966).
La Figura 2 muestra algunos de los diagramas en los que se observan los picos
correspondientes a los distintos minerales determinados.
F.B.M.õ-42
Fig. 2 - Diagramas de R-X de muestras de Fray Bentos.
En base a Ias alturas relativas de los distintos picos se han calculado Ias proporciones
en que se encuentran los minerales de Ia fracción arciIlosa de Fray Bentos.
INTERPRETACION ANALISIS ATO
Los 15 ATD practicados sobre muestras de Ia fracción arcillosa de Fray Bentos

FERRANDO, DAZA 7
arrojaron en general curvas con picos bien definidos y marcados.
EI pico de agua de baja se observa como bastante intenso y con mayor frecuencia
aparece a 120°C; en cuantro de Ias muestras a SI),vez aparece el doble pico que indica Ia presencia
de Ca + + en Ia intercapa de Ias arcilIas.
Entre 300 y 450°C aparece toda una gáma de pequenos picos endotérmicos, más
frecuentes entre 360 y 400°C indicadores de Ia presencia de óxidos de hierro hidratados, cris.
talizados bajo ia forma de limolitas o goethita; estos picos aparecen en todas Ias muestras.
Todas Ias curvas tienen un pico endotérmico, en general muy pronunciado a 530°C,
indicador de Ia presenciã de una arcilla 2/1 con hierro en su capa octaédrica.
EI siguiente pico endotérmico destacado y frecuente ocurre alrededor de los 630-
640° C, que puede indicar Ia presencia de una esmectita.
EI endotérmico de 680°C, que se observa en algunas muestras, puede corresponder
tanto a una arcilla illítica como a una esmectita, peroen base a Ia interpretación de los diagramas
de RX, se define como perteneciente a una illita.
Prácticamente todas Ias muestras presentan picos endotérmicos a 720°C y /0 780°C
10 que correspondería a Ia presencia de esmectitas, 10 mismo que los endotérmicos que se desarrollan
entre 830° y 850°C.
EI pico exotérmico que en seis de Ias curvas aparece entre 920 y 930°C, se interpreta
como el resultado de Ia presencia de trazas de carbonato, no totalmente eliminado en los tratamientos
previos.
La Figura 3 reproduce algunas de Ias curvas obtenidas que se entienden representativas
de Ias diferentes muestras estudiadas.
L~XX'V-6~
LXXVI-8Ti
LXXVI- &C b'
Fig. 3 - Curvas de ATD de muestras de Ia Formación
Fray Bentos.

,----- ---------
8 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
CONCLUSIONES MINERALOGICAS
El resultado de los estudios de Ia fracción arciIlosa de Ia Formación Fray Bentos por
ATD y R-X muestra uma gran homogeneidad en la mineralogia.
En base aIos análisis realizados se concluye que el mineral dominante de Ia fracción
arciIlosa de Ia Formación Fray Bentos es una illita trioctaédrica de naturaleza ferrosa y que
oompone entre el 30 y 60 % de la fracción fina. Este mineral se encuentra parcialmente degradado
o en procesodedegradación.
El otro mineral arcilloso frecuente en Ia fracción estudiada, corresponde a una esmectita
de tipo beidellítico, que en e125% de los casos se determinó como cálcica.
Se ha determinado también en una proporción importante Ia presencia de um mineral
arcilloso interestratificado deI tipo 1O-14c (illita-clorita).
Los óxidos de hierro hidratados, bajo Ia forma de limonita y goethita, se encuentmn
m. todas Ias muestras estúdiadas.
El resto deI cortejo mineralógico de la fracción arcillosa está integrada por carbonatos
y más raramente por Ia presencia de un mineral interestratificado deI tipo 10-14m (illitamontmorillonita)
.
GÉNESIS DE LOS MINERALES ARCILLOSOS
El análisis de Ias condiciones de formación de los minerales arciIlosos presentes en Ia
Formación Fray Bentos contribuye a Ia interpretación de las condiciones de sedimentación y de
diagénesis de dicha unidad.
Se considera conveniente realizar este análisis de manera independiente por cada especie
mineral, para luego proceder a Ia integración de todas Ias conclusiones particulares en una
hipótesis para toda Ia Formación.
Según los distintos autores los minerales arciIlosos pueden formarse según cuatro
grandes mecanismos: a) herencia b) transformación por agradación c) transformación por degradación
d) neoformación. Cualquiera de estos mecanismos actuán en los siguientes. medios
naturales: alteración y formación de suelos sedimentación y diagénesis (Millot, 1964).
Génesis de Ia illita
Existe una abundante bibliografia que prueba que Ia acumulación de illita durante Ia
sedimentación puede ocurrir como herencia o por agradación. Hasta el momento no se conocen
ejemplos de illita originada por degradación ni por neoformación, durante Ia sedimentación.
La transformación por agradación se considera a partir de Grim (1953) y Grim y
Johns (1954) como un proceso factible a partir de esmectitas en mediosmarinos ricos en K+.
Teniendo en cuenta que Fray Bentos es una Formación de origem continental eólica (Bossi,
1966), se descarta esta alternativa como origem de Ia illita de los sedimentos considerados.
Burst (1958) considera que Ia formación de illita durante Ia diagénesis a partir de Ia
transformación por agradación de Ia esmectita es evidente, a causa de Ia desaparición de montmorillonita
y aumento de Ia illita al crecer Ia profundidad.
Dunoyer (1969) concluye que Ia diagénesis conlleva a una recristalización de Ia illita
cuya intensidad está en relación con el gradiente geotérmico. El faeies diagenético de Ia illita está
atribuido a una agradación de los minerales arcillosos bajo el efecto deI hundimiento y Ia circulación
de aguas saladas (Long y Neglia, 1968). Los diferentes autores indicam que estos fenómenos
se desarroIlan a más de 1000 m de profundidade.
Kulbicky y Millot (1960) consideran que es posible la neoformaeión de Ia illita durante
Ia diagénesis por illitizaeión de Ia caolinita. Kossovskaya y Shutov (1958) oonciben Ia neoformaeión
de illita (serieita ss) a partir de caolinita y de Ias plagioclasas, como producto de una
diagénesis muy intensaamás de 6. 000 mdeprofundidad.
La Formación Fray Bentos no alcanza más que 91m de potencia en Ia fosa tectónica
de Ia Laguna Merin y los sedimentos posteriores que la cubren son de muy escasa potencia
(máximo conocido de 60 m), por tanto se infiere que Ia illita de Fray Bentos no se originó du-

FERRANDO, DAZA 9
rante Ia diagénesis de Ia misma.
La herencia es considerada por Riviere (1952), Millot (1964) y Tardy (1969), como el
origen más frecuente de Ia illita.
Barshad (1966) indica que Ia illita se forma en los horizontes superficiales de los
suelos formados sobre rocas ácidas, no existiendo este mineral en los suelos derivados de rocas
básicas. La mineralogia de Ia fracción detritica (liviana y densa) de Ia Formación Fray Bentos
vendria a confirmar el origen a partir de Ia alteración y formación de suelos sobre rocas ácidas.
Génesis de Ia esmectita
Los distintos autores, en particular Millot (1964), Tardy (1969) y Paquet (1970),
muestran que todos los medios y todos los mecanismos son, en ciertas condiciones, favorables a
Ia formación de esmectitas.
El mecanismo más frecuente que permite Ia acumulación de esmectitas durante la
sedimentación es Ia herencia. Seria demasiado largo citar aqui todos los trabajos que 10 atestiguen.
La. neoformación y Ias transformaciones por agradación que pueden dar origen a Ias
esmectitas son consideradas por Tardy (1969) como reacciones de equilibrio en Ias que intervienen
fases sólidas e iones y en Ias cuales el medio acuoso es imprescindible.
Las condiciones de pH básico y confinamiento de iones como el Na +, Ca + + y
Mg + + necesarias para Ia síntesis de esmoctitas se encuentran en numerosas cuencas continentales
y marinas. Este proceso implica un medio de iones disueltos o de minerales primarios alterándose
en un ambiente subacuático. Por un cúmulo de datos texturales, míneralógicos y estructurales
se considera que Ia Formación Fray Bentos es de origen continental y ha sufrido un
transporte eólico y deposición en ambiente aéreo. En esas condiciones no creemos como posible
Ia neoformación de Ias esmectitas durante el proceso sedimentario a causa de Ia escassez de
agua.
Las esmectitas pueden provenir de Ia alteración de los feldespatos en Ia naturaleza y
dicho fenómeno ha sido descripto por Tomlínson y Meier (1937), Graig y Loughman (1964) y
Rex y Martin (1966); 10 mismo se ha constatado a partir de Ia alteracióndevidriosvolcánicos.
Tardy (1969) y Meilhac y Tardy (1970) sostienen que Ias plagioclasas son responsables de Ia
génesis de una parte importante de Ias esmeetita.s.
Durante Ia diagénesis, Ia neoformación de Ias esmectitas se produce a partir de Ia alteración
de los minerales primarios o de los iones de aguas connatas. El proceSQ se renueva una
vez que los iones provenientes de los minerales primarios son inmovilizados en la arcilla neoformada.
Tardy (1969) plantea Ia siguiente ecuación de equilíbrio que depende de Ia concentración
deI Ca + + , H4 Si04 Y H +:
plagioclasa H + + H4 SiO 4 ~ montmorillonita + Ca + +
Suponiendo que Ias aguas connatas de la Formación Fray Bentos están saturadas en
H4Si04 y que su pH es 8, se determinó que Ia Ca + + necessaria para el equilíbrio de Ia reaeción
es deI orden de 102,3 mo}! 1, euando Ia plEij{Íoc1asa es anortita.
En vista de Ia presencia de C03Ca precipitado en Fray Bentos, Ia concentración de
Ca + + no puede ser superior aI, 1 X 104 mol/l dado el valor deI produeto de solubilidad deI
CaC03, ya que, concentraciones superiores, determinarían Ia precipitación deI exeso de Ca + +
bajo Ia forma de carbonato. En esas condiciones Ia reaeción anteriormente planteada tenderá a
desplazarse continuamente hacia Ia formaeión de montmorillonitas o esmectitas por alteración
de las plagioclasas. El mismo tipo de planteo podria ser realizado a partir de vidrios volcánicos.
Durante Ia diagénesis Ias esmectitas también se pueden originar por agradación;
Nye (1955) sugiere que en ciertos suelos tropicales Ia caolinita sometida a Ia acción de aguas
ricas en eationes, puede dar origen a esmectitas. El mismo tipo de fenómeno se concibe fácilmente
a partir de Ia illita. La siguiente ecuación de equilíbrio planteada por Tardy (1969) Sirve
de ejemplo:
eaolinita + Ca+ + + H4 Si04 ;;::=:montmorillonita+ H +

-----
10 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
el equilibrio de esta reacción se logra cuando Ia Ca + + es igual a 10-10.9 moi/I, si se considera
el medio saturado en síilice y con un pH de 8.
En Ia Formación Fray Bentos, el Ca + + es txtremadamente abundante bajo forma
de C03Ca, por 10 que puede considerarse que las soluciones que circularon a través de esta
Formación se encontraban próximas a Ia saturación. En condiciones normales la solubilidad dei
Ca + + es dei orden dei 1,1 X 10-4 mol/lenpresencia de carbonato de calcio.
Siendo este valo~ extremadamente superior a Ia actividad dei Ca + + necesaria para
el equilíbrio de Ia reacción anteriormente planteada, puede considerarse como posible Ia formación
de esmectitas a partir de 10S demás minerales arcillosos o por 10 menos a Ia conservación
de Ia esmectita durante la diagénesis.
Numerosos autores determinaron que Ias esmectitas pueden formarse durante Ia
diagénesis por degradación de Ias micas. Entre ellos pueden citar-se a Walker (1949 y 1950),
Mac Ewan (1954), Barshad (1966), Tardy et alii (1970) y Robert (1972).
Todos ellos coinciden en que el proceso ocurre segÚD una secuencia bastante constante
similar a Ia siguiente, tomada de Tardy (1969) :
micas-illitas
c-
micas hidratadas ..,:)
1O-14c c1orita_14c-14v
14c 14m-:J
---.----
montmorillonita
trioctaédricas trioctaédricas ~ r trioctaédrica
micas-illitas
dioctaédricas
micas hidratadas --+
dioctaédricas
c..- 10-14-vermiculita _14-14m --=::>
trioctaédrica
lD-14v_vermiculita 14-14m
dioctaédrica montmorillonita
2-
dioctaédrica
AI encontrarse en Ia Formación Fray Bentos los términos externos de Ia secuencia o
Ios primeros estudios de alteración (1O-14c) parece que seria imposible que no se presenten también
10S demás terminos intermedios, en particular Ia vermiculita y los minerales interestratificados
con vermiculita. Por ello se considera que Ia esmectita de Fray Bentos no proviene de Ia
degradación de Ia illita que presenta esta Formación.
Genesis de 10s minerales interestratificados
Según Ia secuencia de degradación de Ia illita planteada lineas arriba se indica que
los minerales interestratificados dei tipo 10-14c (illita-clorita) son los productos primeros de esta
degradación, luego de Ia hidratación de Ia mica o illita.
Es evidente que este proceso de degradación de Ia illita puede ocurrir antes o después
de la sedimentación, por 10 que los minerales interestratificados pueden ser heredados o
rcoductos de la alteración dei material detritico ya sedimentado.
Esta degradación de la illita ya se había indicado en el diagnóstico de los minerales
rcesentes en el diagrama de rayos X de Ias muestras estudiadas.
Conclusiones sobre Ia génesis de los minerales arcillosos
Tomando como base Ias consideraciones anteriores se puede llegar a algunas conclusiones
sobre el origen de los minerales de Ia fracción arcillosa de Ia Formación Fray Bentos.
La illita se debe suponer heredada de los mantos de alteración de roeas ácidas o de
unidades sedimentares anteriores y seria el resultado de Ia trituración o fragmentación de una
biotita.
Para Ia esmectita también se puede concluir que provenga de Ia herencia de un mismo
manto de alteración a partir de feldespatos más meteorizables que Ia biotita o de vidrios volcánicos.
No obstante cabe suponer que durante la diagénesis se produjeron fenómenos de neoformación
y transformación por agradación que incrementaron la cantidad de esmectitas heredadas.
Los minerales interestratificados al igual que Ias esmectitas pueden ser heredados o

FERRANDO, DAZA
formados durante Ia diagénesis por degradación de Ia illita.
Se puede concluir que Ia herencia es el factor determinante de los minerales q~e com-
{X>nenIa fracción arcillosa de Ia Formación Fray Bentos, aunque cabe suponer secundarIamente
fenómenos de neoformación y transformación por agradación durante Ia diagénesis.
INTERPRET ACION PALEOGEOGRAFICA
Eventualmente se puede considerar que inicialmente sólo se heredó Ia illita cuya
composición de corte biotítico ya indicamos. Este hecho conduce a pensar en una alteración
moderada, predominantemente física, o que no existieron minerales mas alterables que Ia biotita.
Esta hipótesis se debe descartar porque los porcentajes de plagioclasas, de vidrios volcánicos
y el cortejo de minerales densos que presenta Fray Bentos son tales que Ia tornan insostenible.
Parece razonable concebir que Ia alteración consistió en una fina subdivisión de Ia
biotita más que en su descomposición química avanzada.
Además de Ia illita, también parte de Ia esmectita proviene deI manto de alteración,
donde se ha fonnado a partir de materiales más alterables que Ia biotita: plagioclasas, vidriovolcánico
y anfíboles (Tardy y Gac, 1968; Tardy, 1969 y Tardy et alii 1970).
Esto lleva a pensar en una alteración limitada a sus primeras fases, actuando sobre
rocas compuestas básicamente por cuarzo, feldspato potásico, plagioclasas, biotita y anfíboles.
Para obtener un grado tan bajo de alteración deben haber jugado algunos factores
limitantes, ya sea de carácter climático o tectónico. Este último factor tendria una influencia obvia:
el rejuvenecimiento activo deI relieve tiende a incrementar Ia erosión, limitando Ia profundidad
de Ias alteraciones.
En el caso de Ia Formación Fray Bentos, este factor no basta para explicar Ia pre-
{X>nderante acción deI viento como agente de erosión y transporte, ni para justificar Ia precipitación
deI carbonato de calcio.
Entre los factores climáticos limitantes de Ia alteración, Ia ausencia de aguas y Ias
bajas temperaturas son los más característicos.
Barshad (1966) indica que Ia illita se forma únicamente a partir de Ias rocas ácidas
cuando Ias precipitaciones son inferiores aIos 500 mm en condiciones de clima templado; mientras
que el contenido en montmorillonita es alto con menos de 250 mm y asociado a acumulación
de carbonato de calcio. A conclusiones similares llega Tardy (1969) cuando establece Ia estrecha
relación que existe entre Ia formación de esmectitas, Ia precipitación deI C03Ca y Ia pluviosidad
en un clima templado a cálcido.
Paralelamente Millot et alii (1961) y Millot (1967) plantean que Ia rubefacción de los
sedimentos mineralogicamente inmaduros es característica de climas contrastados con estaciones
secas bien definidas y de temperaturas templadas a cálidas. El color anaranjado de Fray Bentos
testimonia sin duda un cierto grado de rubefacción aunque muy bajo.
En conclusión, Ia presencia de illita trioctaédrica, de esmectitas, de minerales arcillosos
interestratificados 1O-14c y de C03Ca, todos ellos de origen detrítico y de óxidos de
hierro responsables deI color anaranjado típico de Ia FOlmación, sugieren que el área de proveniencia
estaba sometida a un clima de pluviosidad reducida (entre 250 y 500 mm), probablemente
con distribución irregular de Ias lluvias y temperaturas templadas a cálidas. El área
estaba constituída por rocas cristalinas ácidas y presentaba una topografía relativamente elevada
con un probable rejuvenecimiento constante deI relieve.
En esas condiciones se produjo Ia alteración moderada, principalmente fisica de Ia
región.
Durante Ias estaciones secas el viento tomaba de estas zonas las partículas transportables
y Ias llevaba hacia otras regiones en donde a causa de Ia vegetación herbácea, eran retenidas
y daba lugar a una acumulación de sedimentos, que ahora conocemos como Formación
Fray Bentos.
En el área de deposición Ias partículas tampoco han sufrido una alteración importante,
por 10 que Ias condiciones clímaticas se asemejaban a Ias deI área de procedencia, 10 mismo
que las condiciones tectónicas, ya que hemos visto que Fray Bentos apâl'êCê asociado a las
áreas de mayor subsidencia tectónica püst-cretácea.
11

12 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Una vez depositados los sedimentos de Ia Formación Fray Bentos fueros sometidos a
procesos de edafización no detectables a Ia luz de este trabajo; ello reflejaría Ia escasa magnitud
de los mismos.
AGRADECIMIENTO
Los autores expresan su especial agradecimiento a Ia Sra. Prol. Asist. A. de Mercantini
deI Instituto de Fisica de Ia Facultad de Ingeniería y Agrimensura por Ia realización de Ios
diagramas de RX, como aI Bach. José L. Cardozo, Colaborador de Ia Cátedra de Geología de Ia
Facultad de Agronomía por Ia colaboración prestada en Ia realización de los ATD.
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13

MINERALOGIA DOS DEPOSITOS
DE FERRO DE ÁGUAS CLARAS, MG
WOLNEY LOBA TO.
ABSTRACT
The mineralogical characterization af iron ore samples studied were baseei in megascopic classification, determination of the
minemls, and definition of the texture and structure through polish sections and thin sectioM.
Optical determinations were confinned through X -ray diffraction.
Magnetite and hematite were found in ali polish sections studied: limonite was recognized in many samples especially in
itabirites; quartz, gibsite and clay mineraIs are present in some samples, but the perrentage ia small.
Semiquantitative analyses through optica! spectrometry and chemica! analyses were made of ali samples studied.
INTRODUÇÁO
As pesquisas quantitativas, que têm sido feitas até agora em nossos minérios de
ferro, se prendem quase que exclusivamente à composição química e à granulometria do produto
antes e depois da britagem.
A determinação dos minerais componentes destes minérios, mesmo a dos essenciais,
como hematita, magnetita, maghemita e goethita, até agora, foi feita em amostras isoladas e em
geral, apenas qualitativa ou semi-quantitativamente. A determinação de minerais que aparecem
em menor percentagem ou esporadicamente, ou então ocorrem abundantemente em zonas onde a
formação ferrífera foi atingida por metamorfismo mais forte, praticamente ainda não foi feita.
O presente trabalho tem por finalidade a determinação da composição minera lógica -
qualitativa e quantitativa de nossos minérios de ferro, bem como das estruturas e texturas dos
IIJ3smos.
ÁREA ESTUDADA
A primeira área teste escolhida foi a jazida de Ãguas Claras, de propriedade da
Minerações Brasileiras Reunidas - MBR. Fica situada a 5,5 km, a SE do centro de Belo Horizonte,
na Serra do Curral. As rochas são pré-cambrianas, pertencentes à Formação Cauê, do
Grupo Itabira, da Série Minas. Essencialmente são camadas itabiríticas que, devido a diferentes
graus de metamorfismos e intemperismos, originaram diferentes tipos de minérios como he.
matita compacta, hematita xistosa, canga, etc.
·IGIUFMG

16 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
As rochas mergulham para SE, em média de 45° SE e a direção segue normalmente
NE-SW.
A seção geológica feita para estudo corresponde à parte mediana da jazida e as
amostras foram tomadas entre as cotas de 1.230 e 1.295 m.
MÉTODOS DE ESTUDO
1) Amostragem Sistemática. feita em afloramentos artificiais e naturais.
2) Descrição Macroscópica . das amostras pela propriedades físicas.
3) Observações ópticas - em seções delgadas e polidas com microscópios Amplival -
Pol. U, Carl-Zeiss.Jena. As determinações quantitativas de dureza (VHN) e refletividade foram
realizadas segundo os detalhes metodológicos descritos por Ramdhor (1960) e Cameron (1966).
4) Análise por espectografia óptica - feita pelo químico Cláudio Vieira Dutra e pela
prof8 Vitória Régia P. R. O. Marciano, sob as seguintes condições:
Espectrógrafo - Espectrógrafo de ,rede: Comprimento de onda ultravioleta; abertura da
fenda 0,8 mm.
Catodo - Eletrodo de grafite - 3 mm de diâmetro.
Anodo - Eletrodo de grafite - 6 mm de diâmetro.
Distância entre o Catodo e Anodo - Foi mantido 4 mm durante o período de excitação.
Fonte de excitação - Fabricada por Baird Associates, ajustada para 10 A . 250 V. Corrente
contínua.
Tempo de exposição - 45 sego
Microfotômetro - Jarrel Ash Comparator - projetos (ModeI200).
Preparação da amostra. Cada amostra foi triturada e adicionada na proporção de 1:1 (100
mgdeamostra:l00mgdeC) da amostra para grafite. Massa da carga = 17 mg.
5) Análise Química
- Dosagem de Fe+2: Utilizou-se o método de abertura de amostras com
H2S04 - HF e dosagem pelo Bicromato em presença de H3B04.
- Dosagem de Fe total: Utilizou-se o método clássico de Bicromatometria.
- Dosagem de Fe+3: Foi feita por diferença.
6) Diafratometria de raios-X
Equipamento. Rigaku-Denki.
Radiação . Cobre.
Monocromador - Cristal curvo de grafita.
Contador. Cintilômetro.
Tensão - 40 KV.
Corrente - 30 mA.
Fator de escala - 2 X 103.
Constante de Tempo - 1.
Velocidade do goniômetro - 4° /min.
Velocidade do papel; 10 mm/min.
Discriminação: ganho. 5.
base - 0,90.
Janela - 2,10.
Amostragem
DESENVOLVIMENTO
Foi feita seção geológica com amostragem em 10 pontos, nos quais estão incluídos
afloramentos naturais e artificiais, abaixo relacionados, com as determinações atingidas das estruturas
planares (xistosidade) . (perfil anexo).
Amostra P 1 - N 45° E, 40° SE

LOBATO
Amostra P 2 N 45° E. 40° SE
AJ1U)stra P 3 N 60° E. 40° SE
Am(i)stra P 4
Amostra P 5
Amostra P 6 N 45° E. 30° SE
Amostra P 7
Amostra P 8 N 70° E. 35° SE
Amostra P 9
Amostra P 10
Foi feita também amostragem fora da seção e de minério beneficiado. num total de 7
amostras. assim discriminadas:
Amostra I - afloramento natural
Amostra II - afloramento artificial.
Amostra III . mistura dos minérios beneficiados - Coarse e Pelletore.
Amostra IV . afloramento natural.
Amostra V - minério beneficiado do tipo Sinter . Feed.
Amostra VI - afloramento artificial
Amostra VII - afloramento natural.
A amostragem do minério já beneficiado objetivou a comparação dos resultados
analíticos fornecidos pela MBR. com os resultados obtidos através das análises mineralógicas
desenvolvidas neste trabalho.
A amostragem dos afloramentos fora da seção. objetivou estabelecer o nível de
homogeneidade do corpo do minério sob o ponto de vista mineralógico.
CLASSIFICAÇÃO MEGASCOPICA DAS AMOSTRAS -
Descritas inicialmente pelas propriedades físicas megascópicas (peso específico.
dureza. traço. brilho. fratura. etc). as amostras receberam uma identificação provisória.
P 1 Itatirito P 6 Minério Compacto
P 2 Itabirito friável P 7 Canga
P 3 Minério friável P 8 Minério Compacto
P 4 Minério duro P 9 Minério argiloso
P 5 Minério xis toso PIO Minério Compacto
I - Minério Compacto
II - Minério Compacto
III - Mistura do Coarse 1/2" a 2" com Pelletore
IV - Minério brando com xistosidade
V - Sinter-feed -1/4" a 100M
1/4" a 1"
VI
VII
-
-
Minério Compacto
Minério duro com xistosidade.
O peso específico variou de 3.975 a 5.065 e as propriedades magnéticas testadas por
ímã de mão Alnico foram observadas em todas as amostras. com exceção da P .3.
Descrição Geral
MICROSCOPIA DAS SEÇOES POLIDAS
As amostras apresentam cristais de magnetíta com forma geral irregular e bordas
sinuosas irregulares invadidas por hematita (granuloblástica). de maneira também irregular e ao
17

18 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
longo dos planos de clivagem (111) - (Fig. 1).
Ocorrem relíguias de magnetitas e minerais transparentes anédricos. Alguns cristais
de magnetita apresentam-se com faces cristalinas.
Às vezes os minerais transparentes apresentam inclusões de formas irregulares de
rematita, sendo também, invadidos por hematita. A formação da hematita foi possivelmente
contemporânea de processo tectônico e a substituição dos minerais transparentes pela hematita
deu.se sob condições de stress.
A textura mostra variação do tipo mosaico brechoide ao xistoso, com grãos de hernatita
variando de 0,02 a 0,07 mm.
Algumas amostras apresentam porosidade considerável, o que é indicado pelos
vazios, os quais, às vezes, mostram-se atapetados por limonita coloforme (Fig. 2).
Nos itabiritos mais laminados a hematita tabular e os grãos de quartzo apresentam
forte orientação preferencial.
Fig. 1 - Secção polida. Amostra n.o VI - Nicóis + Aumento
266,4 X.
Hematita (claro) invadindo cristais de magnetita
(cinza escuro) e minerais transparentes
pretos. Observa-se a orientação dos cristais.
"'MIL
'o çiocu.
't 'II.
".
'"
'"
'"
\
TOP'f-8'OLHtCO... ., DI Á8u... CL -11I._811:
'.'- ~-- ..
'"
'"
- . .-
Fig. 2 - Secção polida. Amostra n. o III - Nicóis + Aumento
666 X.
Cristais de hematita (claro) com relictos de
magnetita (cinza claro) envolvidos por limonita
(cinza escuro). Minerais transparentes
pretos.
-'- '-- -,
MICROSCOPIA DAS LÀMINAS DELGADAS
--,
,.~,.,",._,-,--,-
---\---""~
\
'",--
\ 'OIIIMÇM ...TATAL
,.lIft.
As lâminas delgadas mostram, às vezes, quartzo fibro-radiado, mica de birrefringên-
\ \

LOBATO 19
cia alta, sericita com estrutura também fibro-radiada, gibsita concrecionária, limonita e minerais
argilosos.
Minerais como turmalina, rutilo, clorita e pirita foram observados apenas uma vez
ms itabiritos.
EBPECTROGRAFIA OPTICA
o resultado da análise semi-quantitativa foi o seguinte:
N. o de Amostra Maiores Menores Traços
P 1 Fe Si, AI Mn, Mg, Ti, P
P 2 Fe Si, AI Mn, P, Mg
P 3 Fe - Si,Mn, Ti
P 4 Fe - Si, AI, Mn, Ti
P 5 Fe - Si, AI, Mn, Ti
P 6 Fe - Si, AI, Mn, Ti
P 7 Fe Ai Si, Mn, Ti
P 8 Fe AI Si, Mn, Ti
P 9 Fe AI Si, Mn, Ti
PIO Fe AI Si, Mn, Ti
As amostras PIe P 2 correspondem aos Itabiritos.
O aumento de AI, a partir da amostra P 7, deve-se provavelmente, à presença de gibsita.
ANÁLISES QUíMICAS
1 - Análise química média fornecida pela MBR.
Tipos Fe P SiOz Alz 03
SINTER FEED 68,7 0,02 0,36 0,75
COARSE 68,5 0,02 0,32 1,1
PELLETORE 68,4 0,03 0,34 1,1
P.F.F. 68,3 0,04 0,32 1,0
2 - Análise química - feita nos laboratórios do Departamento de Química do ICEX
(Relação Fe+2 / Fe+3).
Amostras Fe - total % Fe+3 % Fe+z %
Pl 19,55 16,76 2,79
P2 53,06 49,99 3,07
P3 68,69 67,29 1,40
P4 70,93 68,98 1,95
P5 - P 6 70,93 67,86 3,07
P7 - P 8 68,14 61,16 6,98
P 9 -PIO 72,04 66,73 5,31
Podemos observar, por esta última análise, que a tendência do Fe + 2, excluidas as
amostras PIe P 2 que são itabiritos, foi de aumentar no sentido de SE; isto indica que o teor
de magnetita diminue para NW.
A não detectabilidade de propriedades magnéticas na amostra P 3 quando testada
por imã de mão, foi provavelmente devido ao baixo teor de magnetita.

20 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
DIFRATOMETRIA DE RAIOS X
A difratometria realizada nos laborátorios da CBTN, sob a orientação do Dr. Clécio
Campi Murta, demonstrou a presença de hematita e magnetita.
CONCLUSÚES
A textura mostra variação do tipo mosaico brechoide ao xistoso (orientado).
O minério primário é magnetítico.
Os processos de metamorfismo foram precedidos de preparo tectônico especial,
que permitiu a substituição da sílica e da magnetita pela hematita, o que pode ser evidenciado
nas seções polidas.
- Ao que parece, os processos tectônicos metamórficos aumentaram de intensidade
pua o norte e para oeste. Nessas condições, a magnetita sofreu um estágio de metamorfismo
oxidante. Ocorreu. portanto, um evento de pós-mineralização ao longo dos planos de clivagem
(111) da magnetita (metassomatose). Uma parte da hematita é pseudomorfa da magnetita
(martita).
- Na relação entre o Fe +2 e Fe +3 das análises realizadas demonstra-se a possibilidade
do metamorfismo ter aumentado de intensidade para NW.
- Tudo indica fenômenos de recorrência de metamorfismo na Formação Cauê, sob
diferentes condições físico-químicas, o que é comprovado pela presença de minerais de diferentes
campos de estabilidade nos itabiritos.
nico,
- Segundo Guild (1957), a estrutura
e poderia ter ocorrido numa massa original
brechoide por
de sedimentos
ele descrita
de óxidos
é de caráter tectô-
de ferro hidratados,
causando a desitratação. A presença de minerais de metamorfismo epizonal, como a sericita e a
clorita, indica um processo metassomático hidrotermal.
- Composição mineralógica: Magnetita e hematita foram encontradas em todas as
seções .polidas. Limonita foi observada em várias amostras, principalmente nos itabiritos.
Quartzo, gibsita e minerais argilosos ocorrem em menor percentagem em algumas amostras.
Turmalina azulada, rutilo, clorita e pirita foram observadas uma só vez em itabirito.
AGRADECIMENTOS
Ao Dr. Manoel Teixeira da Costa pela orientação recebida; a MBR que permitiu a publicação
deste trabalho, especialmente aos geólogos José Moreira de Souza e José Fontella Jr, pela
colaboração recebida; ao Dr. Clécio Campi Murta pelas análises feitas e colaboração recebida; ao
Prof. Samuel Debrot pelas análises fietas; ao Dr. Cláudio Vieira Dutra e à Profo Vitória Régia
P. R. O. Marciano. pelas análises feitas; ao CNPq pela concessão de Bôlsa de Iniciação Científica
ao acadêmico Alberto Rossini Antunes Orsine que acompanhou este trabalho; aos técnicos
do convênio Brasil - Alemanha pelas microfotografias.
CAMERON, E. N. - 1966 - Ore micr..copy. John Wiley. 293p.
BIBLIOGRAFIA
EDWARDS, A. B. - 1954 - Tutore of the ore miner.. and thelr 8Íplllcance. Melbourne, Australasian Institute of MilÚng and Metallurgy.
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GUILD, P. W. - 1967 - Geology and mineral resources of the Congonhas District, Minas Gerais - Brasil. Unlted St.te. Geologlc.l Survey
Profes.ional P.por, W.slúngton. D. C., 290.
GUIMARÃES, D. - 1966 - Principios de metalogênese e geologia econômica do Brasil. Boletim d. DIvisão de Geologia e Miner.logIa do
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MCDlARMID, R. A. . 1963 . Ore d_lte. London, W. H. Freeman. p. 366-78.
POMERENE, J. B. . 1964 . Geology and ore deposito of the Belo Horizonte, Ibirité, and Macac.. Quadrangles, Minas Gerais. United
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RAMDHOR, P. - 1960 - Die erzminerall... und iMe Verw.choung Berlin. Unschau. p. 1089.

ENSAIOS DE QUANTIFICAÇÃO
POR DIFRATOMETRIA DE RAIOS-X
DE CALCITA E DOLOMITA
EM ROCHAS CARBONÃTICAS
GIULIANA RATTI*, JAIRO DE SANT'ANNA TADDEO*
ABSTRACT
The X.ray diffraction technique ollows the quantitative an"lysis of powder.mixtures with acceptable elTOr for minerologicol
analysis w here great accuracy is not needed.
This work describes a X.ray diffraction application on caleite and dolomite dosage in carbon"tic rocks.
We made use of the internal standard method, drawing calibration curves from known mixtures of calcite and dolomite,
Jiotting intensities of peaks values against concentrations of the mixt1,1r!".
The method was tested in doing the quantitative analysis of some carbonatic rocks, showing praticity and quickneas.
Moreover each misture component produces its characteristic pattem independently of the others, making it poasible to identify the various
components, easier than in quantitative analytical chemistry.
INTRODUÇÃO
A técnica da difratometria de raios-X tem sido amplamente usada para análise quantitativa
de misturas de minerais, quando não se exige alta precisão, devido à rapidez do método
e à possibilidade da escolha das fases mineralógicas a serem -quantificadas, sem sofrer interferência
de outros constituintes presentes.
O método consiste em se comparar as intensidades de raias difratadas de uma amostra
cujo teor é desconhecido com as intensidades de raias difratadas de padrões previamente
preparados.
Para contornar o problema do efeito provocado pelos diferentes coeficientes de absorção
que diferentes minerais apresentam, foi usado o método do padrão interno. Este método
consiste em se acrescentar a cada mistura uma quantidade constante de uma substância que não
esteja presente nas amostras a analisar, determinando-se então a porcentagem dos minerais
procurados em relação a esta substância.
Neste trabalho, foram preparadas 15 misturas de calcita e dolomita em diferentes
proporções, acrescentando-se a tôdas uma quantidade constante de fluorita, mineral escolhido
como padrão interno, e construiu-se a curva de calibração a partir dos dados obtidos em difratogramas.
A fim de comprovar a aplicabilidade do método foi feita a quantificação de calcita e
dolomita em 5 amostras de rochas carbonáticas. Os resultados obtidos foram comparados com
as análises químicas destas rochas, mostrando-se satisfatórios.
IPT/SP

22 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
FUNDAMENTOS TEÚRICOS
Com base nos princípios de difração de raios-X, encontramos uma relação entre as
intensidades das raias difratadas e a concentração de uma fase cristalina numa mistura de dois
ou mais minerais. Esta relação pode ser representada por uma expressão matemática complexa,
válida para condições rigorosas de homogeneidade e granulometria da mistura.
Se considerarmos uma mistura de minerais a, b, c, ..., n, a relação entre a intensidade
da reflexão devida a um plano (hkl) do mineral a e o volume que ele ocupa na mistura,
pode ser representada por:
onde 10
C
2
10' c,va (m.F I -
hkl Lp)a
aobs - Vt.u
Va
m
intensidade do feixe incidente
constante experimental
volume total dos cristais do mineral a que provocam difração
número de planos num cristal que tem a mesma distância interplanar
fator de estrutura da espécie mineral a
fator de polarização de Lorentz
volume total da mistura
(I)
coeficiente de absorção linear da mistura
os fatores Ia e C podem serconsiderados constantes para todos os componentes da mistura, enquanto os
fatores entre parênteses na expressão (1) são constantes para uma mesma reflexão do mineral "":
Se 10xC=Co,
2 .
(m F hkl Lp)a = Ka
Va
Va=- Vt
Podemos escrever que
(2)
Va
Ia obs = Co Ka- u (3)
Notamos que a intensidade difratada Ia do componente a na mistura não é uma função
linear de va' pois depende de u. Na prática corrente adotamos um método sugerido por Klug
e Alexander (1954) no qual as intensidades dos efeitos da difração dos componentes a dosar são
oomparados aos efeitos a um componente (o Padrão Interno) acrescentado às misturas em
proporções iguais. Este procedimento nos livra da necessidade de conhecer os valores do coeficiente
da absorção das misturas, pois levamos a relação entre intensidades difratadas e volumes
à linearidade.
Agora, se denominarmos va a nova fração do volume do componente a na mistura
acrescentada do padrão interno, e Vs a fração de volume do padrão interno, temos:
V'
I'a = Co Ka !..
u
donde podemos tirar que:
I'a Kav'a
-=- Is Ks vs
(4) (5)
(6)

como
temos que:
, Vt
va=vax - Vt +vs
I'a_KaVtvs
Is Ks Vs
(7)
RA TTI, TADDEO
e se a proporção do padrão interno é constante, Vt/vs = constante,
daí:
(8)
I' Ka Vt va
a=Kva' ondeK= - (9)
Is Ks Vs
Esta equação (9) mostra que a relação I' a/ls é diretamente proporcional ao volume
va e não depende do coeficiente de absorção linear u.
Por meio de uma série de amostras-padrão podemos construir retas de calibração,
nas quais o coeficiente angular representa o termo K da equação (9). Este valor permanece constante
se adotarmos condições de operação rigorosamente padronizadas.
Instrumento
PARTE EXPERIMENTAL
Utilizou-se um difratômetro Rigaku-Denki, modelo 2001, dispondo de goniômetro
horizontal e contador proporcional com registro automático das raias de interferência.
Foram utilizadas radições kal do cobre, sendo o aparelho operado nas condições de 35
Kv e 15 m A, varredura de 111/min, constante de tempo igual a 1, fator de escala igual a 2000 e
velocidade do papel de 10 mm/min.
Preparação dos Padrões
Foram preparados 15 padrões para a construção da reta de calibração, a partir de
amostras de calcita e dolomita naturais, usando-se fluorita como padrão interno.
A qualidade da calcita e da dolomita usadas foi controlada por análise química, e
seus teores em CaO e MgO revelaram um grau de pureza superior a 97 % para calcita e 96%
para a dolomita, sendo então considerados de boa qualidade para a finalidade em questão.
A escolha da fluorita como padrão interno foi baseada no fato de que este mineral
satisfaz as condições requeridas, isto é, seu grau de cristalinidade é elevado, suas raias de interferência
não se superpõem às de calcita e dolomita, apresentando uma raia de boa intensidade
1m posição angular próxima a que aparecem as raias de calcita e dolomita escolhidas para serem
medidas.
A preparação dos padrões foi feita sob condições as mais constantes e quantitativas
possíveis, e os mesmos cuidados foram tomados para as amostras de rochas carbonáticas
analisadas por este método.
As misturas-padrões foram moídas e homogeneizadas num moedor Pulverisette Fritsh
automático, obtendo-se uma granulometria constante (325 mesh).
A Tabela 1 apresenta o n2 de misturas, a porcentagem dos minerais constituintes e a
quantidade de padrão interno usado (20% do pêso final da mistura).
Escolha das Raias
Indicamos abaixo os planos de difração escolhidos, sua distância interplanar, e a intensidade
relativa de suas reflexões:
Foram escolhidas estas raias porque estão situadas em posições angulares próximas,
não se superpõem, e por apresentarem intensidades relativas altas, detectáveis mesmo quando o
componente estiver presente com baixo teor.
23

24 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Medida dos pieos registrados
hkl d (A 0)
1/10 20
Calcita CaC03 (104) 3,03 100 29,40
Dolomita CaMg (C03h (104) 2,88 100 31,00
Fluorita CaF2 (111) 3,15 94 28,30
Optou-se por medir a altura dos picos (com precisão de décimos de mm) tendo em
vista que para estes 3 minerais, as raias são bastante atiladas, o que acarretaria maior erro se
trabalhássemos com medidas de área dos picos.
A Tabela 2 apresenta as medidas de intensidade dos picos de fluorita (lf), calcita (lc)
e dolomita (ld); a relação entre as intensidades dos picos calcita-fluorita (le/If) e dolomitafluorita
(ld/If). Observa-se na tabela que são apresentadas 3 medidas de picos para cada mistura
padrão, correspondentes a 3 corpos de prova submetidos à difratometria de raios-X.
Construção das curvas de ealibração
TABELA 1
MISTURA CALCIT A DOLOMITA FLUORIT A
PADRÃO
% g % g % g
1 O O 100 3,00 20 0,6
2 5 0,15 95 2,85
3 10 0,30 90 2,70
4 15 0,45 85 2,55
5 20 0,60 80 2,40
6 30 0,90 70 2,10
7 40 1,20 60 1,80
8 50 1,50 50 1,50
9 60 1,80 40 1,20
10 70 2,10 30 0,90
11 80 2,40 20 0,60
12 85 2,55 15 0,45
13 90 2,70 10 0,30
14 95 2,85 5 0,15
15 100 3,00 O O
Os gráficos 1 e 2 apresentam as curvas de calibração obtidas para a calcita e dolomita,
respectivamente. Em ordenadas foram registrados os valores de intensidades relativas de
picos e em abcissas os teores crescentes de calcita e dolomita, respectivamente.
O traçado da~ curvas e dados estatísticos apresentados nos gráficos foram calculados
com o auxílio de uma calculadora Hewlett-Packasrd, modêlo 9810A, acoplada a uma registradora
Hewlett.Packard Calcualtor Plotter, modêlo 9862A.
APLICAÇÃO. QUANTIFICAÇÃO EM ROCHAS CARBONÁTICAS
Visando a aplicabilidade do método em questão, submeteu-se cinco amostras de
rochas carbonáticas à análise por difratometria de raios-X, obsenraildo-se os cuidados que a técnica
exige.
A Tabela 3 compara os resultados obtidos por análise química para os teores de cal-

MISTURA CORPO
CORPO
MISTURA
DE If Ic Id
Id/If IC/If DE Ir Ic Id
PADRÃO (mm) (mm) (mm)
PADRÃO
(mm)
PROVA
PROVA
(mm) (mm) Ic/If Id/If
A 33,5 - 133,0 - 3,97 A 27,5 125,5 39,0 4,56 1,42
1 B 30,5 - 131,5 - 4,31 9 B 30,5 141,0 51,0 4,62 1,67
C 32,5 - 137,0 - 4,21 C 30,5 139,5 53,0 4,~7 1,74
A 36,0 17,0 122,0 0,47 3,39 A 25,0 160,5 30,0 6,42 1,20
2 B 35,5 11,0 120,5 0,31 3,39 10 B 21,5 139,5 21,5 6,49 1,00
C 39,0 14,0 138,0 0,36 3,54 C 32,5 160,5 26,0 4,94 0,80
A 48,0 31,0 170,5 0,64 3,55 A 21,0 141,5 14,0 6,74 0,67
3 B 47,5 35,5 165,0 0,75 3,47 11 B 21,0 137,0 14,0 6,52 0,67
C 55,5 30,0 166,0 0,54 2,99 C 27,0 160,0 16,5 5,92 0,61
A 47,5 72,0 170,0 1,51 3,58 A 22,0 160,0 19,5 7,27 0,88
4 B 53,5 85,0 180,0 1,59 3,36 1'2 B 17,5 124,0 9,0 7,08 0,51
C 42,0 67,0 147,4 1,61 3,51 C 22,5 178,0 10,0 7,91 0,44
A 65,5 108,0 188,5 1,65 2,88 A 19,5 144,0 9,0 7,38 0,41
5 B 68,5 106,0 183,0 1,55 2,67 13 B 19,0 142,5 10,0 7,50 0,53
C 74,0 124,3 191,5 1,68 2,59 C 20,5 142,5 9,5 6,95 0,46
A 65,0 191,0 207,5 2,94 3,19 A 16,0 133,5 3,5 8,34 0,22
6 B 39,0 89,0 110,0 2,28 2,82 14 B 17,0 131,0 4,0 7,70 0,23
C 63,0 196,0 207,0 3,11 3,28 C 21,0 138,0 3,0 6,57 0,14
A 47,0 138,5 98,0 2,95 2,08 A 14,5 109,0 - 7,52 -
7 B 35,5 118,0 97,0 3,32 2,73 15 B 26,5 213,0 - 8,04 -
C 34,0 118,0 97,0 3,47 2,85 C 29,0 212,5 - 7,33 -
A 42,5 1&2,0 80,5 4,28 1,89
8 B 39,0 173,0 81,5 4,43 2,09
C 40,5 173,0 81,0 4,27 2,00
GRÁFICO!
Curva de calibração para a calcita
Coef. cor. (R) = 0,991
Desvio padrão da regressão = 0,406
RATTI, TADDEO 25
TABELA 2
Idltf
"
GRÁFICO 2
Curva de calibração para a dolomita
Coef. COI. (R) = 0,986
Desvio padrão da regressão = 0,241
% de calcita % de dolomita
cita e dolomita com os teores obtidos a partir de medidas das intensidades relativas Ic/lf e
~/If.

26 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
AMOSTRA
TABELA3
ANÁLISE QUIMICA QUANTIFICAÇÃO POR RAIOS -- X
% CALClTA % DOLOMITA Ic/If* Id/If* % DOLOMIT A
% CALCIT A
0,90 10 3,70 92
1 3,32 96,56 0,89 10 3,50 87
0,88 10 3,52 87
0,48 5 3,51 87
2 5,25 87,41 0,64 7 3,48 87
0,47 5 3,44 86
7,12 89 0,45 10
3 94,52 4,10 7,18 90 0,20 4
7,21 90 0,18 4
0,44 4 3,54 88
4 4,30 96,04 0,47 5 3,46 87
0,42 4 3,52 87
0,77 9 1,72 42
5 11,6 58,12 0;83 10 1,94 48
0,81 9 1,66 41
If refere-se a intensidade da raia de fluorita, usada como padrão interno (20% do peso da amostra)
APRECIAÇÃO DOS RESULTADOS
A utilização da curva de calibração para a dosagem de calcita em rochas carbonáticas
mostram precisão e reprodutibilidade do que a curva de calibração para -a dolomita. Para teores
elevados de dolomita em rochas carbonáticas, o erro obtido é maior do que para teores médios.
Acreditamos que os valores discrepantes encontrados devem-se, principalmente, a
problemas inerentes à homogeneidade das misturas, grau de cristalinidade das amostras e à
precisão do aparelho.
BIBLIOGRAFIA
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Museu e Laboratório Mineralóglco e Geológico da Universidade de Coimbra e do Centro de Estudos Geológicos, Coimbrs, 57.
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d'un procede industriel. (Colloque de Lausanne.France).

OS PESADOS 00 BARREIRAS
NA COSTA ORIENTAL BRASILEIRA:
ESTUDO DE AREAS-FONTE
JOSÉ MOACYR VIANNA COUTINHO*, ARMANDO MARCIO COIMBRA*
ABSTRACT
62 heavy mineral separations from 31 semples-size limits of 62-125 and 125-250 miaa- were examined in the Barreiras
Group sediments sampled along the eastern Braziliall eoast from Itaborai, Rio de Janeiro up to Natal, Rio Grande do Norte.
The region can be divided in two threefold heavy mineral provinees East and Northeast- comprising six different mineral
assemblages. Sueh assemblages are genetically and geografieally related to pre-cambrian souree-areas eroded at westem vieinities, by the
follawing connections:
East province:
Assemblage I monazite-rutile-sillimanite: migmatites, granites. gneiases and granulites of Paraiba and Serra dos Orgios
Groups, Rio de Janeiro.
Assemblage I! andaluzite-monaúte-sillimanite: kinzigites, granulites and granites of the orogenie beIt in Espirito Santo.
Assemblage lI! andaluúte-sillimanite-tourmaline: kinzigites and granulites of southem Bahia and a granitic-pegmatitie
complex in Minas Gerais.
Northeast provinee:
Assemblage IV andaluúte-kyanite-staurolite-tourmaline: ectinites of the Sergipan fold belt in northem Bahia and Sergipe.
Assemblage V monazite-sillimanite-tourmaline-zircon: granitie and migmatitie "/righ" in Pernambuco and Alagoas.
Assemblage VI kyanite-staurolite-tourmaline: granitie and migmatitie bodies diatributed among ectinites in Pernambuco,
Paraiba, Rio Grande do Norte.
A study of heavy mineral relations between Barreiras Group and eristalline basement, pre-Barreiras sediments and Recent
beaeh sends, shows that the order of persistence of minerais aecording to geological ages from Mesozaie to Reoont ia intimately related to
the degree of stability of same minerais exp08ed to prolonged action of intrastratal solution.
INTRODUÇAO
O trabalho resultou de um projeto para levantamento da população de minerais
pesados contida no chamado Grupo Bandeiras ao longo da costa leste brasileira desde o Rio de
Janeiro até o Rio Grande do Norte. Neste percurso os sedimentos afloram de maneira quase
contínua em duas faixas por 1.800 km; a primeira, fragmentada entre Itaboraí e Campos, RJ e
mais contínua entre Campos e Ilheus, Ba; a segunda, entre o Recôncavo Bahiano e o Norte do
país, tendo a última amostra sido recolhida nas proximidades de Natal, RN. Para o trajeto total
foram amostradas 31 estações em intervalos médios de 58 km. Em vista da pequena densidade
de observações o trabalho é necessáriamente preliminar mas acredita"se que os resultados o};)tidos
sejam suficientes para caracterizar duas províncias de minerais pesados e seis subo
províncias ou assembléias, cada uma das quais se vincula nítidamente com áreas.fonte petro.
graficamente distintas.
*IGIUSP

2S ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Embora trate exclusivamente do estudo de proveniências, o trabalho fornece dados
mineralógicos que poderão auxiliar a elaboração de critérios de correlação estratigráfica e esclarecimento
de problemas tectônicos, sedimentológicos e econômicos ligados ao Grupo Barreiras.
O Grupo Barreiras tem sido subdividido em unidades morfológicas, litoestratigráficas
e edafo-estratigráficas, arroladas por Mabesoone e Campanha (1974) mas não
consideradas no atual trabalho.
PROCEDIMENTOS DE CAMPO E LABORATORIO
As amostras foram coletadas em viagem de carro e sua localização está informada o
mais precisamente possível tendo em vista futuras verificações de formações representadas,
níveis morfológicos ou tipos de intemperismo. Os afloramentos amostrados constituem normalmente
corte de 2 a 10 m de altura ao longo da estrada BR-IOl e em outras secundárias demandando
o litoral bem como alguns pontos isolados da costa. O Grupo Barreiras foi aí reconhecidado
por suas características megascópicas mais importantes; má seleção, estratificação horizontal
grosseira e constante tendência a se intemperizar em manchas de cores variegadas. Para
fins de comparação também foram amostradas ocorrências de sedimentos pré-Barreiras, coberturas
de arreeiro (Barreiras, retrabalhado) e praias recentes.
As amostras foram coletadas a espaçamentos irregulares lançados nos mapas de
Figuras 1 e 2 e localizados em lista anexa às Tabelas. Sempre que possível amostraram-se níveis
arenosos menos intemperizados. Recolheram-se torrões em um ou dois níveis e diversas localizações
laterais até compor uma amostra mista de 2 a 3 kg.
No laboratório, seguiu-se a seguinte marcha: amostras quarteadas de 200 a 300 gr
foram lavadas por sifonamento, secadas em estufa a 60°C e peneiradas com separação final de
frações entre 62 e 125 micra e 125 e 250 micra. As frações acima e abaixo destes limites foram
rejeitadas pelo fato de apresentarem pesados em volume muito pequeno, além de seu estudo
óptico ficar dificultado. A separação das frações leves e pesadas foi efetuada em funis apropriados por
meio de bromofórmio de d = 2,89.
A seguir foram montadas lâminas com as frações pesadas daquelas duas granulações
em associação total microquarteada. Por vezes, devido à baixa concentração de transparentes,
os pesados opacos magnéticos foram eliminados com imã manual. O meio de montagem tentado
inicialmente foi o Bálsamo do Canadá. Posteriormente, em benefício da exatidão de determinações
ópticas, optou-se por montagens não permanentes; líquidos de índice de refração marcado
(cargille) ou o líquido viscoso aroclor 1254 (n=I,640), o último apresentando a vantagem de permitir
rotação de grãos para posições favoráveis à observação de figuras de interferência. A experiência
indicou todavia, que, quando já se tem uma razoável segurança quant.o à natureza da
maioria dos grãos presentes, a melhor montagem é aquela feita com cerca de 1.000 grãos disper-
80S em filas de 3 mm de largura, em líquidos Cargille de n entre 1,64 e 1,65. A contagem dos
grãos, com ou sem platina integradora, fica facilitada, o exame com objetiva de médio aumento
(10 x) não exige colocação de lamínula e os grãos de identificação duvidosa podem ser isolados
oom agulha e re-examinados em novos líquidos de n conhecido. Nos líquidos próximos a n =
1,64 - 1,65, tal como acontece em montagens com aroclor, minerais como andaluzita, apatita e
sillimanita perdem quase totalmente o relêvo e diferenciam-se mais nitidamente de outros minerais
incolores de hábitos parecidos.
O número porcentual de cada mineral em lâminas assim preparadas foi obtido após
contagem de um número mínimo de 100 grãos de minerais pesados não opacos e não micáceos
presentes nas faixas varridas.
Os resultados são apresentados sob a forma de tabelas e gráficos de variação. Nas
tabelas, além dos acima mencionados também se incluiram os valores para,micas, entre parênteses,
embora não hajam sido computados na soma dos minerais re.stantes da coluna. Os valores
inferiores a 1 % estão marcados como pr (presente). Sob as colunas, registram-se adicionalmente;
número de pesados transparentes não micáceos contados (N!/ ptc); relação porcentual dos ultraestáveis,
zircão, turmalina e rutilo (ZTR); relação de pesados opacos e semi-opacos para transparentes
(o:t). Calculadas em relação apenas ao total de opacos e semi-opacos, também se
acham relacionados as quantidades de; argila limonítica, limonita e/ou hematita terrosa (li +

RUi RJ-5 RI"
TABELA1
Pesados em sedimentos
FS-24 FS-23a
~iras
ES-23ab ES-2 ES~ ES-8 ES-11
~01€ ~g.a :-:-
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~2i(D
.. tr g
.g ID
~"t11Dg.§'
~i ~60
ID ID (I)
ID
j:l. CD
Fração Fina Grossa Fina Grossa Fina Grossa Fina Grossa Fina Grossa Fina Grossa Fina Grossa Fina Grossa Fina Grossa (") Fina Grossa ~ãS
g ..,
130
~Anastasio 3 8 20 20 1 1 1 6 5 6 3 10 27 4 5 11 5 ==
Andaluzita 3 3 pr pr pr 6 10 3 20 2 26 10 4 7 4 19 ~5" ~o~:
Biotita (3) (1) (pr) (1) (2) (40) (10) (9) (3)
Brookita 3 2 pr 1
Cianita 2 2 pr pr
Qoritóide pr ~. (I)
(I)
~SCD ~'~õ'g.
g.~~(;!
~Corídon
Diásporo
Diops{dio
DumOJ:tierita
Ep{doto
Espinélio
Estaurolita
Granada
8omb/enda
~Monazita
~Moscovita
5 5
pr
24 21
(20) (35)
3 6
(pr) (pr)
pr
1
19 35 37 65
pr
30 40
(1) (5)
6 2 22 4
~pr
pr pr
2 1
6 6 6 3
~t:1
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(")'§e.cr O (I) .., 8
(1).... ~~. (") ~~

TABELA I (continuação)
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BA-5 BA-6 BA-7 BA-.8 BA-9 BA-I0 BA-ll BA-12 BA-2 BA-3
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Fração Fina Grossa Fina Grossa Fina Grossa Fina Grossa Fina Grossa Fina Grossa Fina Grossa Fina Grossa Fina Grossa Fina Grossa 50 c. p. g'
Anastásio
>;
3 3 2 1 4 1 1 2 1 2 3 2 pr 2 3 pr
S ~fi>
2 pr
~5J::I
AndaIuzita 4 16 23 21 64 82 29 72 2 9 25 29 7 18 4 6 8 38 I\> fi> ~O
~Biotita (pr) (4) (2) ...... I:: ~gj
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Brookita
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Cianita § I\> t1
3 2 5 6 10 8 5 6 5 (D 00
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16, ~(D ~G)
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Espinélio 1\>::tI ~I\> S
Estaurolita pr pr pr 5 13 10 16 7 20 15 43 29 35 .c >; ::3.... O
Granada pr 1 1
I:: (D
pr
I\> Q \XI
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~Hornblenda 5 9
h
~~fE~ CI)
Monazita 27 8 10 7 2 2 22 5 42 21 10 6 pr 2 pr 2 S ~rn I:: j::
Moscovita (1) (1) (pr) (pr) (1) (1) ... I\> (D dQ !TI
~SS jj
O
Rutilo 3 2 2 1 4 2 11 6 2 4 8 3 5 5 5 6 2 rn . (D I:: O
(D~S=cD
Sillimanita 5 23 29 26 1 6 1 3 pr 8 1 4 2 1 2 3 pr
O ::I § (D t1
!TI
Turmalina 23 28 15 27 7 5 pr 2 20 26 37 26 13 26 20 27 11 39 5 12 fi> O .....0 G)
O rn fE I::
Xenotima 1 pr pr pr
(D !TI
"O~
I:: O
I\>
Zircão 35 20 18 16 20 3 43 13 15 12 11 9 50 22 54 29 60 18 45 12 (') 1\>- S
S
w
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~o::n~ O
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Orno~
Noo potoco fi>
200 190 100 340 200 275 100 265 300 330 200 310 200 230 200 290 100 100 100 100
5J S (=j'
< .... O
ZTR 58 48 36 45 29 9 47 17 46 46 50 39 71 51 79 61 76 57 56 26 !!!.. S O
o!:r~"O
o:t 1-:1 12:1 8:1 8:1 8:1 7:1 8:1 8:1 1:1 3:1 4:1 4:1 6:1 6:1 8:1 9:1 5:1 4:1
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fi> I\>
li +he 75 75 93 85 96 96 66 70 60 69 70 70 92 93 90 94 98 g. ~.g.I\>
le 2 5 1 4 4 2 8 6 10 8 2 3 2 1 2 rn8õ'i:;'
me 23 20 6 11 2 26 24 30 23 30 28 5 5 9 4 2
~S ~~.
"00(')0
(E. O g' O)
~';1rn
G)
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TABELA 1 (continuação)
SE-l SE-2 SE-6 AL-l PE-2 PE-3c PB4 PB-3 PB-2 PB-l RN-l abc
Fração Fina Grossa Fina Grossa Fina Grossa Fina Grossa Fina Grossa Fina Grossa Fina Grossa Fina Grossa Fina Grossa Fina Grossa Fina Grossa
Anastásio 38 40 1 pr pr pr pr 1 2
Andaluzita 8 27 1 5 3 1 pr 5 5 3 3 4 1 pr
Biotita (15) pr pr (6) pr pr 2 pr
Broo1cita 1 pr
Cianita 2 3 2 21 36 14 4 12 24 49 11 12 4 3 2 2 6 13
OoritcSide pr
ColÍdon
Diásporo
pr
Diopsídio
pr
Dumortierita
Ep(do to
pr pr O
c::
:j
Espinélio
pr
~Estaurolita 15 35 8 8 10 16 pr pr 4 5 6 8 18 6 9 .9
Granada
Homblenda
Monazita
pr
pr
pr pr
8 13 15 18 4 1
pr
pr 12
pr g
i
Moscovi ta (30) (5) (l) (1) (pr) (8) (pr)
~Rutilo pr 2 3 5 35 17 1 4 2 5 1 5 3 5 1 2 1 4 4 4 4
Sillimanita 3 1 7 pr
Turmalina 8 14 15 10 17 24 1 10 2 12 24 80 8 27 16 66 57 67 50 66 21 60
Xenotima 1 2 pr pr pr pr pr
ZiIcão 66 20 28 28 16 7 88 61 80 55 62 5 63 15 63 10 24 8 35 14 54 21
N.op.t.c. 100 200 100 100 100 200 100 250 200 100 300 200 100 200 400 200 200 100 500 200 700 1100
ZI"R 74 36 46 43 68 48 90 75 84 68 91 86 76 45 84 77 83 76 89 84 79 85
o:t 3:1 9:1 40:1 40:1 2:1 1:1 1:1 10:1 4:1 10:1 2:1 4:1 5:1 4:1 1:1 1:1 2:1 1:1 1:1 1:1 2:1 3:1
li +he 60 80 98 85 100 40 45 80 100 8 12 80 90 20 90 90 50 60 80 70
Ie 2 2 5 10 2 2 3 10 95 70 2 5 20
me 38 18 2 10 60 45 18 90 85 10 10 5 10 8 10 50 40 15 10
C')
w
-

32 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
também foram recalculados de modo a se omitir os minerais seguramente autígenos como
brookita e anatásio.
Os gráficos não expressam as relações da assembléia total. São entretanto informativos
na medida em que refletem a importância relativa de cada mineral na fração total, parcialmente
reproduzida no intervalo de granulação fixa, tomado como padrão comparativo.
Considerando-se super-abundante o mineral de freqüência superior a 50%; abundante
entre 10 e 50%; comum entre 2 e 10%; raro entre O e 2% e muito raro aquele de ocorrência esporádica
em freqüêp.cia milesimal, e, extraindo-se uma média de freqüências por mineral no conjunto
da Tabela 1 poder-se-ia caracterizar os pesados do Barreiras da maneira abaixo:
As Tabelas 2 e 3 reunem os resultados de análises de pesados recolhidos em ocorrências
pouco distanciadas.
TABELA 2
Pesados em sedimentos Barreiras
Amostras pouco distanciadas horizontalmente
RN-la RN-lb RN-le
Fina Grossa Fina Grossa Fina Grossa
Anastásio pr 5 pr pr
Andaluzita pr 1 pr 2 1
Biotita
(pr)
Brookita
pr
Cianita 7 10 4 16 7 13
Diopsídio pr
Estaurolita pr pr
Granada
pr
Monazita 14 2 11 pr 10 1
Moseovita (1) (4) (3) (pr) (pr)
Rutilo 6 6 3 3 3 2
Sillimanita pr pr
Turmalina 17 40 22 69 25 72
Xenotima pr pr
Zireão 56 41 54 11 53 11
N.o p.t.e. 200 300 300 300 200 500
ZTR 79 87 79 83 81 85
o:t 3:1 7:1 2:1 2:1 2:1 2:1
li + he 80 70 80 20 70 70
le 5 5 5 5 10 20
me 15 25 15 75 20 10
Verifica-se que, comparados nos mesmos intervalos de granulação, as freqüências de
cada mineral sofrem variações insignificantes. Os dados sugerem que a constância mineralógica
para dezenas ou centenas de metros poderão ser confirmadas como regra para o Barreiras o que,
de certo modo aumenta a validade dos gráficos das Figuras 1 e 2 como expressão de variações
regionais.
As Tabelas 4 e 5 arrolam resultados obtidos em pesados de sedimentos mais antigos
e mais modernos que o Barreiras.
A comparação das Tabelas 1 e 4 mostra que no Grupo Barreiras estão ausentes
minerais instáveis que podem ser comuns em areias de praias contíguas (caso estudado no Es.

COUTINHO, COIMBRA 33
TABELA 3
Pesados em sedimentos Barreiras
Amostras pouco distanciadas verticalmente
PE-3a PE-3b PE-3c
Fração Fina Grossa Fina Grossa Fina Grossa
Anatásio 2 4 pr pr
Andaluzita 1
Biotita
(pr)
Cianita
Estaurolita
Monazita
8
pr
6
pr
9
13
- pr
4
pr
4
12
1
Moscovita (pr) (pr) (1) (pr) (1)
Rutilo pr 5 1 5 1
Turmalina 84 40 84 24 80
Zircão 6 36 2 62 5
N.o p.t.c. 2000 200 300 200 300 200
ZTR 90 81 87 91 86
o:t 500:1 20:1 3:1 1:1 2:1 4:1
li + he 100 100 10 35 8 12
le 5 20 2 3
me 85 45 90 85
pírito Santo) tais como epidoto, granada, hiperstênio e titanita. Em acréscimo, a hornblenda,
rara no Barreiras, pode ser -superabundante em areias recentes.
As Tabelas 1, 4 e 5 ainda revelam que a maturidade, expressa pelas quantidades relativas
de minerais ultra-estáveis, é tanto maior quanto mais antigo o sedimento. Os valores
médios do índice ZTR (média de duas frações) calculados das Tabelas, são os seguintes:
Sedimentos pré- Barreiras
Sedimentos Barreiras
Sedimentos de praias recentes
ZTR
74
56
36
PROVÍNCIAS DE MINERAIS PESADOS
Os gráficos de variação das Figuras 1 e 2 para os principais pesados do Barreiras
demonstram que, ao longo do percurso Rio de Janeiro-Rio Grande do Norte, qualquer dos
minerais pode se tornar abundante e mesmo superabundante, para diminuir radicalmente ou
desaparecer em outros trechos. O minerais mais persistentes geograficamente são também os
mais persistentes cronologicamente, zircão, turmalina, rutilo, com o surpreendente acréscimo de
andaluzita.
Com base nas variações observadas, é possível dividir a costa oriental brasileira em
duas províncias mineralógicas de minerais pesados:
A Provincia Leste, abrangendo Rio de Janeiro, Espírito Santo e S da Bahia, caracta'izada
por altas freqüências de andaluzita, monazita e sillimanita, incrementos locais de rutilo,
turmalina e zircão e ausência de estaurolita e cianita. A província se associa com áreas-fonte a
W, dominadas pelo Complexo granulítico de Jequié, Complexo granítico-migmatíticopegmatítico
do E de Minas Gerais, kinzigitos do Espírito Santo e gnaisses, granulitoB e migmatitos
do Grupo Paraíba e Grupo Serra dos Orgãos no Estado do Rio de Janeiro.
-- ----

34 ANAIS DC5XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
TABELA 4
Pesados em areias de praia recentes
ES-19 ES-20 ES-23b ES-25
Fração Fina Grossa Fina Grossa Fina Grossa Fina Grossa
Anatásio pr pr 1 3 2 2
Andaluzita pr pr pr 1 1 17 1 pr
Apatita pr pr pr
Biotita (5) (2) (pr) (pr)
Cianita 6 6 2 4 pr pr
Qoritóide pr pr
Coridon pr , pr
Diopsídio pr pr pr pr 2
Epídoto 6 5 pr 4 4 4 3
Espinélio pr pr pr pr pr
Estaurolita 2 5 1 4 pr
Granada 2 5 1 6 5 12 4 10
Hipertênio 1 pr pr 2 pr 1 3 12
Homblenda 44 56 8 32 pr 1 15 63
Monazi ta 3 1 17 4 25 20 14 1
Moscovita (2) (1)
Rutilo 2 1 5 6 9 8 2 pr
Sillimanita 7 10 2 10 12 16 1 3
Titanita 1 1 pr pr pr
Turmalina 2 4 pr 4 1 pr pr
Xenotirna pr pr
Zircão 26 6 63 20 45 22 56 4
N.o p.t.c. 23000 15500 200 120 300 200 200 400
ZTR 30 11 68 30 55 31 58 4
o:t 3:1 5:1 3:1 8:1 5:1 1:4
li +he 10 19 8 7 1 3
le 1 2 3 1 2
me 90 80 90 90 98 95
A Província Nordeste, abrangendo os Estados nordestinos distingüe-se pela riqueza
em cianita, estaurolita, turmalina e zircão estando empobrecida em andaluzita, monàzita esillimanita.
Suas áreas-fonte são constituidas por ectinitos das faixas de dobramento brasilianas
do Nordeste, granitos e gnaisses de maciços ou altos antigos, pegmatitos da Borborema e sedimentos
mesozóicos das bacias do Recôncavo, Sergipe-Alagoas e Pernambuco-Paraíba.
Segue-se uma tentativa de interpretação em termos de proveniência, para as diversas
assembléias individualizadas:
Província Leste
Assembléia I - Monazita-sillimanita-rutilo
o grau metamórfico atingido pelos metas sedimentos no Cristalino, é o mais alto do
esquema barroviano o que explica a abundância de sillimanita e ausência de outros aluminossilicatos
nos sedimentos. A análise de pesados no solo residual de micaxisto a 14 km E de
Macaé, RJ, forneceu superabundância de sillimanita e biotita, além de quantidades subordinadas

COUTINHO, COIMBRA 35
TABELA 5
Pesados em sedimentos Pré-Barreiras
PrB-l PrB-2 PrB-3 PrB-4 PrB-5
Fina Grossa Fina Grossa Fina Grossa Fina Grossa Fina Grossa
Anatásio 2 2 7 pr
Andaluzita pr 1 8
Barita pr 5
Biotita (11) (16) (38) (81) (2)
Cianita 1 4
Estaurolita 20 33 12 57 1
Monazita 3 25 9
Moscovita (2) (9) (3) (12)
Rutilo 8 2 10 3 2 10 4
Siderita
Sillimani ta
3 7 95
Turmalina 42 52 23 32 2 16 7 48
Zircão 25 2 48 7 93 74 62 23
N.o p.t.c. 100 100 100 100 100 100 100 100
ZTR 75 56 81 42 97 100 70 75
o:t 12:1 7:1 5:1 1:1 20:1 30:1 3:1
li +he 91 60 70 20 15 60 55
le 9 5 10 50 77 5 5
me 35 20 30 8 35 40
de moscovita, rutilo, turmalina e zircão. Rutilo é mineral persistente em terrenos cristalinos mas
deve-se observar que é a fase titanada estável em chamockitos e rochas granulíticas, litologia
importante no Estado do Rio de Janeiro. Monazita tem origem ainda indefinida. Vlasov (1966)
informa que na India, ela se encontra primariamente em granulitos e chamockitos enquanto no
Brasil está associada a biotita granitos normais. E, embora Derby (in Fróes de Abreu 1973)
oouvesse denunciado a monazita entre os produtos de decomposição de rochas graniticas no Rio
de Janeiro, ainda permanece a sugestão de que, no Brasil, como na India, tais rochas graníticas
sejam na realidade metamorfitos de alto grau; chamockitos ou, mais provavelmente, kinzigitos.
O gráfico da Província Leste mostra que a monazita ocorre por todo o Barreiras no Rio de
Janeiro, Espírito Santo e sul da Bahia, coincidindo com uma faixa de rochas cristalinas chamockíticas
e/ou kinzigíticas estendo-se paralelamente a menos de 100 km da costa.
Assembléia 11 - Andaluzita-monazita-sillimanita
Associação mineralógica típica do Espírito Santo, correlacionável aos granitos,
granulitos e kinzigitos do ciclo orogênico brasiliano (Cordani, 1973). Prevalecem portanto as
mesmas litologias relacionadas à assembléia anterior. Entre os pesados do Barreiras, adquire
aqui grande importância a monazita. Coincidentemente, é no Espírito Santo que os gnaisses
kinzigíticos adquirem maior expressão em área de afloramentos junto à costa (Coutinho, 1974) o
que reforça o interrelacionamento sugerido na discussão da Assembléia I. Entre os pesados
aumentam as concentrações de andaluzita, adiante discutida.
Assembléia 111 - Andaluzita-sillimanita-turmalina
Esta assembléia se relaciona a kinzigitos e granulitos da costa sul baiana. Afastadas
rerca de 100 km do litoral (Cordani, 1973, mapa), afIoram rochas graníticas aqui interpretadas

36 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
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BAHIA
100"10
DSedimentos Quaternários I: -:IGnaisses kintiolticos
~ . j..t; oranulítico de
t:..:.:..:..:.. G B
: IComPlexo rupo arrelras Jequié
~Metassedimentos do Gru - I"777iiIGnaisses granitóides do Gru-
I.: :...:Jpo Rio Pardo ~po Serra aos O'rgOos
r:;:-;:+1Rochas graníticas e migmo
L:t : t.. titicas (micaxistos restritos)
o Ponto de amostraOllm
Estrada BR-IOI
-'-'-'-Divisa de estados
o 200
L - -- "-
Km.
Fig. 1 - Costa Leste, Freqüência de MineraisPesados do Grupo Barreiras e Correlações com Áreas Fontes.
- c
'ã)
:o Eai
IJ)
IJ)

1
+
A-I
COUTlNHO, COIMBRA
PE-3
PE-2
r--l Sedimentos Quoternórios 1- _ -I
Ectnitos dos Faixas de
C3
m Sedimentos
Grupo Borreiros
Cretóceos
- - Dobramento Bra$lliono
~"Mociços" groníticOl ontlgOl
Ponto de omostrogem
u___u_ Estrodo BR-IOI
~ Grondes lineomentos Diviso de estodos
o 200
.
K..
Fig. 2 - Costa Nordeste, Freqüência de Minerais Pesados do Grupo Barreiras e Correlações com Áreas Fontes.
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ocidental do Barreiras.
Certamente, ocorrências primárias locais como pegmatitos, veios e, talvez, auréolas de
contato não respondem pela larga distribuição de andaluzita no Barreiras. É provável que os
veios sejam antes, produtos de diferenciação metamórfica de rocha regional evoluida segundo
modelo especial de série facial ainda não reconhecida no leste brasileiro. Um tal modêlo já foi
reconhecido no Nordeste em litologias da Série Seridó onde os autores (Mello e Mello, 1974), o
atribuem a metamorfismo regional de baixa pressão.
Província Nordeste
Assembléia IV - Andaluzita-cianita-estaurolita-turmalina
Esta assembléia está ligada primariamente aos ectinitos da faixa de dobramento sergipana
e, secundariamente aos sedimentos mais antigos e retrabalhados das bacias do Recôncavo
e Sergipe-Alagoas. Excluida a já discutida andaluzita, os restantes minerais formam um
conjunto de pesados estáveis compatíveis com ectinitos pelíticos bem como com veios e pego
matitos (turmalina). Interessante notar aqui a substituição de cianita por estaurolita em assem-

38 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
bléias oriundas de região mais ao norte, sugerindo aumento de grau metamórfico nos ectinitos
alimentadores. Como curiosidade, assinala-se entre os pesados muito raros do Recôncavo, o
mineral diásporo, já reconhecido há mais de um século (Damour, 1856) em aluviões diamantíferos
da Chapada e reencontrado por Branner (1911). O mineral parece associar-se a corindon e
teria origem primária provável em rochas aluminosas como esmeril, agalmatolito e até, possivelmente
kinzigitos (Coutinho, 1974, assinala corindon).
Assembléia V - Monazita-sillimanita-turmalina-zircão
Esta associação é francamente dominada pelo zircão e origina-se claramente do alto
granítico Pernambuco-Alagoas. O mineral citado e possivelmente a monazita estão ligados às
rochas granitóides da área. Cianita, sillimanita e turmalina em bem menores proporções, originam-se
presumivelmente de ectinitos e pegmatitos de faixas contornando o maciço. O zircão,
além de se concentrar excepcionalmente, está em grande parte conservado como cristais idiomórficos
pouco arredondados, o que evidencia transporte de áreas próximas. Na zona de Olinda Pe,
onde termina o alto também diminui drasticamente a freqüência de zircão na fração grosseira.
São provenientes de Recife e Olinda as amostras analisadas por Mabesoone (1968) e
Mello e Fonseca (1962) nos dois únicos trabalhos que abordam os pesados do Barreiras no leste
brasileiro. As duas localidades foram reamostradas no presente trabalho, não tendo sido possível
~roduzir inteiramente os resultados obtidos por aqueles autores, apesar da reprodutibilidade
em amostras pouco distanciadas estar indica da nas Tabelas 2 e 3. As amostras PE-3 (próximas
à Fábrica Poty, Paulista) deram resultado mais próximos dos obtidos por Mello e Fonseca (op.
cit.) se se descontar discrepâncias na metodologia empregada e uma troca de identificação
(cianita por tremolita). Já as análises de Recife, de Mabesoone (op. cit.), quando comparadas
com as PE-2 deste trabalho são qualitativa e quantitativamente muito diferentes. Nas 13
análises de Mabesoone (op. cit.) está ausente a monazita e comparecem em teores variáveis,
minerais altamente instáveis e improváveis no Barreiras, tais como; anfibólio, alcali-anfibólio,
epidoto, augita e hiperstênio. A assembléia, segundo Mabesoone, (op. cit.) ainda se caracteriza
pela, por vezes, alta freqüência de topázio (?). Com excessão da hornblenda, nenhum destes
minerais foi encontrado no presente estudo, há não ser como possíveis e esporádicas contaminações
de campo ou laboratório. Questiona-se especialmente a validade da identificação de topázio
e hiperstênio, minerais facilmente confundidos com andaluzita em investigação superficial.
Assembléia VI - Cianita-estaurolita-turmalina
O Barreiras desta assembléia tem a oeste os ectinitos das faixas de dobramento do
centro-oeste pernambucano, sul e nordeste paraibano, corpos granítico e migmatíticos do embasamento,
sedimentos da bacia Pernambuco-Paraíba e os pegmatitos da Borborema.
A última litologia explica o forte incremento de turmalina que, como acontecia com o
zircão na assembléia anterior, comumente exibe formas próprias pouco arredondadas, evidência
de transporte a pequenas distâncias. Também a estaurolita e a cianita têm sua presença justificada
na abundância de ectinitos nas áreas ocidentais.
RELAÇÕES DO BARREIRAS COM ° CRISTALINO.
SEDIMENTOS PR};::-BARREIRAS E RECENTE
No litoral do Espírito Santo foram examinados os minerais pesados de 3 praias
(Barra do Riacho, Guarapari e Marataizes) e uma extensa faixa de cordões e praias junto à foz
à:> Rio Doce (Tab. 4). Nas primeiras praias, o Barreiras está exposto em erosão à beira-mar juntamente
com o Cristalino formado essencialmente de kinzigitos e algum charnockito. Na foz do
Rio Doce, o embasamento, com idêntica litologia, aDora a algumas dezenas de km da linha de
oosta (Coutinho 1974 a e b).
Kinzigitos e charnockitos contribuem com biotita, granda, diopsídio, hiperstênio,
rutilo e sillimanita na formação das assembléias recentes. Hornblenda charnockitos, anfibolitos e
rochas calcossilicáticas seriam responsáveis pela presença de hornblenda, epidoto e titanita. O
Barreiras forneceria às prtdas. pelo menos parte de: anatásio, andaluzita, cianita, espinélio, es-

COUTINHO, COIMBRA 39
taurolita, monazita, turmalina, xenotima e zircão. Na foz do Rio Doce esta mistura é muito
menos evidente sendo a assembléia nas areias recentes constituida quase exclusivamente de
pesados típicos do Cristalino. O fato se explicaria não só pelo afastamento do Barreiras da costa,
como também pela formação de um delta erigido com detritos carreados apenas pelo Rio
Doce, o qual drena amplamente o Pré-cambriano a oeste e atravessa o Barreiras como canal
único.
O Cristalino deveria fornecer também ao Barreiras os minerais típicos menos estáveis,
acima indicados. Todavia o que se verifica é que neste sedimento, alguns são raros (hornblenda),
outros, muitos raros (granada, diopsídio, epidoto) e outros ainda, praticamente inexistentes
(hiperstênio, titanita). Certamente o fato se deve à pouca estabilidade química dos mencionados
minerais tendo eles sido destruidos ou nas áreas-fonte (intemperismo) ou nos sedimentos
já depositados (soluções intra-estratais).
A primeira hipótese encontra apoio na origem, aceita por Mabesoone et alii (1972)
para o sedimento Barreiras, isto é: remoção de capas de solos lateríticos espêssos, formados em
~oca de estabilidade tectônica e climática. De fato, alguns daqueles minerais, especificamente a
granada, situam-se muito baixo na escala de estabilidade em solos (Dryden e Dryden, 1946).
Contudo, alguns outros, como estaurolita, também instáveis ao intemperismo, são comuns no
Barreiras, o que torna a explicação, discutível, em pormenor.
A segunda hipótese, de dissolução intra-estratal, é mais favorecida pelo fato de os
mesmos minerais instáveis aparecerem abundantemente nas praias atuais. Proviriam da erosão
de pontas cristalinas frescas em praias ou de áreas mais longíquas de detritos canalizados por
rios volumosos (Rio Doce).
A seqüência de índices ZTR gradualmente decrescente do pré-Barreiras até o Recente
indica realmente a efetividade de processos de dissolução intraestratal (Pettijohn, 1957). Deve-se
admitir para isso, que a litologia alímentadora pré-cambriana tenha se conservado constante
desde o Terciário. A aceitação da explicação encontra um pequeno óbice na raridade, quase
inexistência no Barreiras, de feições microscópicas de dissolução superficial de grãos semiestáveis
ou instáveis, comuns no pré-Barreiras.
É certo porém, que o grau de persistência dos minerais de acordo com as idades
geológicas (pré-Barreiras, mesozóico, até recente) guarda estreita relação com seu grau de estabilidade,
o que torna mais provável a atuação dos processos de dissolução intra-estratal.
AL-l:
BA-2:
BA-3:
BA-5:
BA-6:
BA-7:
BA-8:
BA-9:
BA-lO:
BA-11:
BA-12:
ES-2:
BR-lOl, 500m N da Usina Terra Nova. 28km N da entrada para São Miguel, 144km do Rio São
Francisco. Corte em arenito argiloso avermelhado.
BR-lOl, 25km a N do entrocamento com BR-324, 500m a N da entrada para Dias D'Ãvila.
Barreiras-Marisal indiferenciado. Arenito fino, amarelado contendo banco de argila variegada. Seixos
esparsos.
BR-lOl, lkm a N de Esplanada. Arenito avermelhado coberto por argila variegada e arenito grosseiro.
BR-lOl,junto ao marco de km 289. Corte em sedimento variegado.
BR-l01, junto ao marco de km 361. Corte em sediinento variegado.
BR-lOl, junto ao marco de km 421, a S do entroncamento para Jurucuçu. Corte em sedimento
varie gado.
BR-lOl,junto ao marco de km 491. Corte em sedimento variegado.
BR-lOl, junto ao marco de km 533. l5km a N de Eunápolis. Corte em sedimento variegado.
Santa Cruz da Cabrália. Chão arenoso claro em estrada erodida no topo da escarpa, a 100m da Igreja
dos Pretos.
Estrada S. Salvador-Feira de Santana. Ponte junto ao marco km 18. Corte em sedimento arenoso
branco e amarelo claro, grosseiro.
Estrada S. Salvador-Feira de Santana. Marco de km 23. Cortes para exploração ou obras a SOm da
estrada. Sedimento branco e variegado.
BR-lOl, 13km a N de Linhares. Corte em sedimento variegado.

40
ES-6:
ES-8:
ES-ll:
ES-22ab:
ES-23a:
ES-24:
PB-l:
PB-3:
PB-4:
PE-2:
PE-3:
RJ-4:
RJ-5:
RJ-6:
RN-labc:
SE-I:
SE-2:
SE-6:
ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
BR-I01, 42km a S de São Mateus. Corte em sedimento variegado.
BR-I01, 27km a S de São Mateus. Corte em sedimento variegado.
BR-I01, 4km a S de São Mateus. Corte em sedimento variegado.
BR-I01, contorno de Vitória. Primeiros afloramentos em cortes do Barreiras a W do entroncamento
Norte de Vitória. ab é média de duas amostras separadas horizontalmente 30m, sendo a; areia argilosa
variegada muito rica em monazita e, b; areia caulÍnica branca, enriquecida em andaluzita, anastázio e
sillimanita. Possível falha entre a e b.
Praia. Ponto a 3km a S da cidade de Guarapari e SOm da linha de maré é uma escavação em areia e
microconglomerado claro.
BR-lOl, Marataizes. Corte em sedimento variegado a 8km da BR-I01.
BR-I0l, 14km S da ponte sobre o Rio Curimatã. Areia sobreposta ao Barreiras para Maranguape.
Arenito amarelo claro, médio. Topo de argila variegada.
BR -101, 12km a S da entrada para Maranguape. Amostras de 2 níveis em arenito fino amarelado,
sotoposto a arenito médio avermelhado e capeados por argila variegada.
Praia em Cabo Branco, a S de João Pessoa. Falésia atingida por maré alta. Arenito amarelado médio a
fino com argila variegada e conglomerado.
BR-I0l, lkm a N da entrada norte de Recife. Bairro de Macaxeiras. Arenitos médio avermelhado com
intercalações de argila variegada.
PE-3a, PE-3b e PE-3c são três níveis distanciados verticalmente em cerca de 3-5m entre si (a topo,
b; base) em corte próximo à Fábrica Poty, Paulista, Olinda.
BR-I0l, 45km S do trevo de saída para Mimoso. Corte em sedimento arenoso róseo.
BR-I01, 16km a S da ponte sobre o Rio Paraíba na cidade de Campos. Posto de Polícia Rodoviária.
Corte em sedimento argiloso variegado.
BR-I0l, 2km a SW do centro da cidade de Itaboraí. Escavação para exploração de argila variegada.
Amostras de material arenoso claro.
Estrada Natal-Macaibas. Corte em sedimento arenoso. a; ponte sobre o Rio Potengi, mais 900m
rumo Macaibas. b; idem, mais 1900m. c; idem, mais 2100m.
BR-I0l - Entrada para Cristianópolis. Corte em arenito médio, vermelho amarelado, com seixos
de quartzo.
Sedimentos Pré-Barreiras
PrB-l:
PrB-2:
PrB-3:
PrB-4:
PrB-5:
ES-19:
BR-101, 19km a N de Estância. Arenito médio amarelado. Argila variegada no topo do corte.
BR-I01, junto à entrada para Carmópolis. Corte em arenito claro, coberto por argila variegada.
Estrada São Salvador-Feira, marco km 30 mais 800m. Corte em arenito branco ou amarelo claro, estratificação
inclinada, sobreposto a;
Mesmo local. Folhelho verde, também inclinado.
BR-I0l junto à ponte sobre o Rio Joanes, 14km a N do entroncamento com BR-324 (S. Salvador-
Feira Santana). Arenito róseo claro, levemente inclinado, da Formação São Sebastião. Argila variegada,
intercalada.
BR-I01, 65km a S de Maceió. Lente de arenito amarelado médio, intercalado no conglomerado Carmópolis.
BR-I0l junto à entrada para Paulista. Formação Beberibe (?). Arenito branco capeado por argila
variegada e arenito amarelo.
Sedimentos Recentes de Praias
ES-20:
ES-23b:
ES-25:
182 amostras e cerca de 500 preparados de areias superficiais no delta do Rio Doce, desde Conceição
da Barra do Riacho. (120km)
Praia em Barra do Riacho.
Praia em Guarapari. Ponto a 3km do centro da cidade.
Praia na cidade de Marataízes. Ponto junto a pequena igreja no lado N.

COUTINHO, COIMBRA 41
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o PR~-CAMBRIANO DO VALE DO RIO DOCE
COMO FONTE ALIMENTADORA DE SEDIMENTOS COSTEIROS
JOSÉ MOACYR VIANNA COUTINHO*
ABSTRACT
1n this worl

44 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Recolheram-se 168 amostras de rochas, das quais confeccionaram-se 69 seções delgadas e
56 preparados de roch.a moída e peneirada.
21 outras amostras foram estudadas à lupa e 22 restantes não foram examinadas por
motivos diversos (alterações, duplicatas, etc).
As análises modais das 146 amostras estudadas, encontram-se em Tabela anexa.
RESULTADOS OBTIDOS
Geologia. Grau de Metamorfismo. Estruturas. Morfologia.
O Pré-cambriano da área percorrida estende-se por uma faixa de 200 km na direção
E-W. A leste é recoberto por sedimentos terciários da Formação Barreiras que, por sua vez,
junto à costa, dão lugar às areias recentes praianas e deltaicas do Rio Doce. Desta maneira, os
primeiros afIoramentos do cristalino distanciam-se em mais de 40 km do Oceano Atlântico, salvo
no extremo sul, onde a Formação Barreiras gradualmente se estreita.
O rápido trabalho de reconhecimento geológico permitiu-nos distingüir no Précambriano
da região, duas grandes unidades litológicas diferindo entre si, essencialmente no
grau de metamorfismo alcançado por seus membros pelíticos.
A primeira unidade, a leste, é formada de kinzigitos (biotita granada gnaisses)
ocupando provavelmente mais de 90% da área pré-cambriana do Espírito Santo. A eles se associam:
charnockitos, alguns maciços graníticos, lentes de granodiorito gnaissoso, pequenas intrusões
noríticas e raras faixas de quartzito. Em termos de metamorfismo, pode-se-Ihes atribuir
as subfacies mais altas da facies anfibolítica (zona da sillimanita de Barrow) ou ainda a facies
granulítica. Como indicadores citam-se: 1. rochas pelíticas inteiramente feldspatizadas (gnaisses);
2. ausência de microclínio, salvo em rochas cordieríticas; presença de ortoclásio ou ortoclásio
micropertítico; 3. plagioclásio relativamente cálcico (:t An40) em todos os kinzigitos normais
e charnockitos; 4. em substrato de composição adequada, cristalização de cordierita (kinzigito
cordierítico), hiperstênío (kinzigito- charnockitóide e charnockito), escapolita e bytownitaanortita
(metaconcreções e rocha calcossilicática); 5. ausência de titanita em charnockitos, kin-
~gitos, granitos e granodioritos. Ti02 forma rutilo ou é absorvido em biotita; 6. ausência completa
de epidoto.
A segunda unidade, dominando a oeste da divisa Espírito Santo-Minas Gerais, compreende
biotita-gnaisses de diversos tipos e restos não granitizados de ectinitos, especialmente
micaxistos. Também ocorrem aqui as intrusões graníticas e, micaxistos e gnaisses são recortados
por numerosos e às vezes possantes pegmatitos. Não foram encontrados anfibolitos que
estariam ausentes também na unidade kinzigítica. O fato é tanto mais estranhável quando se
sabe que os sedimentos recentes derivados são excepcionalmente ricos de hornblenda. Possívelmente
ocorrem anfibolitos em corpos menores e intemperizáveis o que explicaria sua ausência
entre as amostras recolhidas. (Todavia, ariqueza de hornblenda entre os pesados de sedimentos
recentes e sua ausência nos sedimentos antigos (Barreiras) indicaria que as rochas fonte de
hornblenda devem ser procuradas preferencialmente em Cristalino próximo da costa, anteriormente
recoberto por Barreiras e atualmente descoberto e erodito. Neste caso, a região fonte de hornblenda é
a unidade kinzigítica).
O grau de metamorfismo alcançado na unidade biotita-gnáissica é médio, dentro da
facies anfibolito. Estão ausentes filitos de baixo grau e granulitos ou charnockitos de alto grau,
e 1. o feldspato potássico normal é microclínico; 2. os micaxistos se compõem de moscovita e biotita;
3. a granada almandina é comum, embora não abundante, nos representantes pelíticos; 4. ausência de
ortopiroxênios e presença de alguma hornblenda em rochas decomposição apropriada; 5. presença de
titanita e ausência de rutilo; 6. plagioclásios não albíticos (oligoclásio a andesina) acompanhados de
epidoto em certos micaxistos e biotita-gnaisses.
Dado o caráter de reconhecimento rápido, pouco se pode adiantar quanto a estruturas
e formas de ocorrência. De maneira geral, os kinzigitos normais são gnaisses em que finas
e pouco regulares concentrações biotíticas se estendem sinuosas quando não intensamente perturbadas
em dobras apertadas. Nestes casos o aspecto migmatítico é claro, acentuado às vezes
por plicamentos pitgmáticos.A determinação de atitudes só tem sentido como dado para elaboração
estatística. Assim, pode-se afirmar que, na unidade kinzigítica, as atitudes se aproxi-

COUTlNHO 45
mam de NNE com mergulhos variáveis, preferencialmente para E.
Já na unidade biotita-gnáissica parece haver mais uniformidade de atitudes em
afloramento mas muita heterogeneidade em afloramentos separados. Na região de Governador
Valadares observa-se ainda certa homogeneidade em biotita-gnaisses (tonalitos), próximos de
NS (N20W a N20E) mergulhando levemente para E, 10 a 15°. A leste de Gal,iléia as atitudes
não se repetem com freqüência. Ainda assim haveria tendência de direções pró~imas a NS rom
numerosos desvios para NW e EW. Aqui, os mergulhos são fortes, até verticais. Subentende-se
a existência de dobras ou falhas expressivas. Um exame de fotos aéreas e levantamento em
pequena escala devem revelar feições estruturais de interesse.
A morfologia nas duas unidades pré-cambrianas é, tanto quanto a litologia, nitidamente
contrastante. Os kinzigitos do Espirito Santo afloram freqüentemente em gigantescos
morros tipo Pão de Açúcar, elevando-se a mais de 200 ou 300 m sobre uma região, de outro
modo, ondulada. Alguns daqueles monolitos são quase inteiramente desprovidos de vegetação,
outros são denudados apenas em faces de escarpamento mais abrupto. Em certas áreas, 'Um
represamento distante permitiu o aluvionamento de vales entre os altos morros, impriminckr
características morfológicas distintas na região. Talvez por efeito da morfologia muito acidentada,
o manto de intemperismo no vale do Rio Doce capixaba, não é profundo. São freqüentes
os matacões de rocha fresca. Alguns se apresentam profundamente canelurados no sentido do
escoamento de água pluvial. O interessante fenômeno se acha relacionado à estrutura da rocha.
Assim, observou-se que rochas estruturalmente isotropas romo, granitos, granodioritos, noritos,
fornecem matacões canelurados. Contrariamente, kinzigitos, biotita gnaisses e chamockitos,
todos estruturalmente anisótropos, durante o intemperismo decompõem-se, desintegram-se ou
esfoliam-se e seus matacões são irregulares, elipsóidicos ou redondos, isentos de caneluras. Certamente
a caneluração independe da susceptibilidade da rocha à dissolução pois, rochas dispares
neste aspecto (granitos e noritos) apresentam-na no mesmo grau ao passo que outras, mineralógica
e quimicamente eqüivalentes (granitos e biotita gnaisses) se comportam de maneira antagônica.
A unidade biotita gnáissica de Minas Gerais é, geomorfologicamente, bem diferente.
Os grandes monolitos são raros e os escarpamentos mais importantes parecem se ligar a linhas
de rejuvenescimento erosional possivelmente ativado por falhamentos. No restante, a região
mostra morros irregulares ou em meia laranja, recobertos por profundos solos vermelhos. A
litologia diferente dos 2 estados pode ter, de certo modo, condicionado as feições morfológicas e
pedológicas atuais. Em Minas Gerais as rochas dominantes são biotita gnaisses e micaxistos
ricos de minerais máficos (biotita) os últimos, e com alto teor de andesina, os primeiros. Tais
rochas, se comparadas aos kinzigitos e charnockitos capixabas, são estrutural e mineralogicamente
bem menos resistentes ao intemperismo o que explicaria, em parte, a formação de topografia
mais abrandada e solos vermelhos profundos.
Petrografia
Kinzigito (biotita granada gnaisse)
Os kinzigitos, litologia dominante na bacia do Rio Doce no Espírito Santo, constituem
os primeiros afloramentos a oeste da linha da costa, emergindo de baixo dos sedimentos
Barreiras. As últimas exposições a oeste, situam-se no limite do Estado de Minas Gerais. A
orientação gp,ral estatística e os perfís percorridos indicam um corpo contínuo no rumo NS. Assim,
o Pré-cambriano capixaba pode ser definido como uma faixa de kinzigitos de 60 km de largura
estendendo-se paralelamente à costa.
Os kinzigitos apresentam numerosas variações mineralógicas e texturais. O tipo
dominante é uma rocha cinza claro, migmatítica. São encontradiças as formas nebulíticas ou
bandadas (epibolito) nas quais, camadas neossomáticas quartzo-feldspáticas se intercalam a
paleossoma biotítico em bandas mais finas irregulares e interrompidas. O dobramento pode ser
brando ou apertado. Dobras ptigmáticas são também encontradas, especialmente em algumas
das numerosas e delgadas venulações pegmatíticas que recortam ou se intercalam nos kinzigitos.
Mineralogicamente a rocha se distingüe pela presença relativamente abundante de
biotita e granada, associadas a quartzo e feldspatos. A granada é especialmente caractêrística dê
kinzigitos. Destacando-se pela cor vermelha, abundância, e tamanho individual, emprestam

-
46 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
grande beleza e muitos afloramentos.
Microscopicamente os kinzigitos exibem invariavelmente textura granoblástica xenoblástica.
Em particularizações micáceas a textura é lepidoblástica. A granulação é média ou
grossa.
O quartzo, macroscopicamente cinza vítreo, ao microscópio forma cristais espalhados
xenomórficos, arredondados ou amebóides, parecendo corroer feldspatos.
Dos feldspatos, macroscopicamente brancos ou cinza claros, o plagioclásio é certamente
o mais abundante, conferindo ao kinzigito normal um caráter quartzo-dioritíco. Forma
cristais límpidos e bem geminados segundo a lei da Albita e raramente segundo a do Periclínio.
A variação encontrada para An em diversas lâminas ou num mesmo cristal (zonas), é pequena;
An32-42 com moda em An38 , andesina. Em parte das amostras é antipertítico. A associação
mirmequítica é rara e restrita a contatos com feldspato potássico. O feldspato potássico geralmente
se resume à antipertita e a pequenos grãos intersticiais de ortoclásio. Adquire maior importância
volumétrica em camadas mais leucocráticas da rocha, especialmente nas pegmatóides.
Nestes casos é sempre um ortoclásio intensamente pertítico (pertita em lentes finas ou cabelos).
A biotita, macroscopicamente preta, forma lâminas concentradas em camadas ou
homogeneamente dispersa na rocha. Trata-se de uma biotita microscopicamente parda avermelhada
até alaranjada. Biaxial2V=0-5°, Ng=1,64-1,65.
A granada aparece constantemente, em cristais milimétricos ou centimétricos, tanto
nas camadas leucocráticas como nas biotíticas. Sua percentagem modal é variável mas a média
para kinzigitos aproxima-sede 3,5%. O mineral, macroscopicamente vermelho, é incolor em lâmina,
onde aparece como porfiroblastos peciloblásticos, ricos de inclusões de quartzo. Altera-se
em clorita ou biotita verde ao longo de fraturas e na periferia. A associação mineral é N = 1,79-
1,80 demonstram que a granada contém alto teor de molécula férrica: almandina.
Dos minerais acessórios, os mais freqüentes são; apatita, zircão e opacos (ilmenita,
magnetita, grafita). Seus cristais são em geral muito pequenos, esparsos e chegam a faltar completamente
em vários preparados.
Foram registrados os seguintes minerais de alteração deutérica: clorita sericita, carbonatos,
rutilo, pirita e leucoxênio.
Outros minerais acidentalmente presentes em quantidade apreciáveis serão descritos
adiante.
Variedades de kinzigito
a - kinzigito hololeucocrático - Em uma faixa NS, provavelmente em contato com
charnockitos grosseiros a W, ocorrem, entre S. Gabriel e Colatina, diferenciações leucocráticas
de kinzigito. Alguns tipos, especialmente entre S. Domingos e Angelo Frechiani, são tão claros
que julgamos acertado adjetivá-Ios de hololeucocráticos. As superfícies em afloramento fresco
são inteiramente brancas, salvo pela presença de granadas vermelhas em distribuição rarefeita. A
ocorrência deste mineral e mais, a natureza dos feldspatos e existência de rochas intermediárias
relacionáveis no campo, apontam para os hololeucocráticos uma derivação comum com kinzigitos,
dos quais se diferenciariam pela quase ausência de Ca, Fe e Mg. Caber-lhe-iam igualmente bem
as denominações de leptito e granulito ácido.
A descrição microscópica destas rochas é idêntica à dos kinzigitos normais, ressalvadas
a presença de ortoclásio micropertítico em quantidades muito superiores, escassez de
plagioclásio parcialmente sericitizado (oligoclásio AnlO_30), tamanho pequeno e raridade de
granadas e ausência de biotita.
b - kinzigitos leucocráticos - São rochas muito claras que ocorrem misturadas aos
kinzigitos hololeucocráticos na mesma faixa atrás descrita. Exibem textura e mineralogia idên.
ticas às anteriores com as modificações impostas pelo aumento do teor de Ca, Mg e Fe. Formase
pequena quantidade de biotita pardo avermelhada (ao microscópio), aumentam as quantidades
de granada e de plagioclásio (oligoclásio-andesina An20-40) intermediário em An e teor
modal, entre kinzigitos normais e hololeucocráticos.
Uma pedreira em Nova Venecia é lavrada em kinzigito hololeucocrático e leucocrático
contendo lentes e restos esfarrapados paleossomáticos de kinzigito charnockitóide. Aqui, é
aparente uma relação consanguínea entre rochas claras e escuras. Provavelmente os horizontes
leuco e hololeucocráticos representam frações muito enriquecidas de elementos siálicos extraídos

COUTINHO
de substrato kinzigítico escuro. Estes, aqui e ali ainda resistem como paleossomas não digeridos
(restitos ).
c - kinzigito granitóide - Assim foram chamadas rochas grosseiras com composição
mineral idêntica à de kinzigitos normais migmatíticos, ocorrendo em áreas espalhadas da faixa.
Tanto quanto os kinzigitos normais, ou ainda mais que estes, sua composição se aprocima da de
um quartzo diorito (alto teor de plagioclásio andesina em relação a feldspatos potássicos). O adjetivo
escolhido apenas refere a estrutura ou aparência macroscópica de granitos. Efetivamente,
nos kinzigitos granitóides inexistem o leitos migmatíticos. As placas de biotita, muito comuns,
se espalham homogeneamente pelo corpo rochoso e lhe imprimem (quando isoorientadas) a feição
de granito gnaissoso ou ainda, (quando em distribuição caótica) a de verdadeiros granitos.
Salvo pela estrutura, todas as demais feições mineralógicas e textuais dos kinzigitos nor.
mais se repetem nos granitóides~
d - kinzigito cordierítico . Kinzigitos contendo cordierita ocorrem freqüentemente no
interior do corpo kinzigítico regional mas tendem a passar desapercebidos em razão da notável
semelhança macroscópica de quartzo com cordierita. Ocasionalmente formam corpos possantes
permitindo a lavra de pedreiras, caso das ocorrências a leste de Nova Venezuela e na margem
leste da Lagoa de Juparanã. Dada a posição destes 2 pontos, é de se supor que a parte oriental
da unidade kinzigítica componha um nível mais argiloso da antiga seqüência sedimentar.
Por outro lado, são relativamente comuns os afloramentos cordieríticos no restante
da unidade kinzigítica, mas sempre em camadas oU lentes relativamente finas. No campo sua
identificação é díficil: de modo geral o kinzigito cordierítico é mais escuro que o normal, em
média um cinza bastante parecido com o dos kinzigitos charnockitóides. Por vezes também, um
kinzigito de aparência normal pode conter cordierita, denunciada pela presença de quartzo
. azulado ou esverdeado. De fato, os tons cinza azulados ou esverdeados de cordierita e de alguns
quartzos chamockíticos, se eqüivalem. Além destas, a cordierita também apresenta ocasionalmente
as cores; violeta, branco, fosco, cinza puro e pode ainda ser incolor, aparências tambÉm
muito conhecidas em quartzo.
Nos corpos cordieríticos maiores foi possível verificar estruturas periféricas de cor.
rosão tanto nos grãos como em agregados cordieríticos. É provável que, da mesma forma que
nos chamockitóides, os kinzigitos cordieríticos, instabilizados na massa migmatítica regional,
funcionem como restitos paleossomáticos em vias de digestão e desaparecimento.
Os kinzigitos cordieriticos, normalmente pardos e cinzentos, podem ocorrer em cores
lErdo clara ou média (Nova Venecia) ou cinza azulado (Juparanã). São sempre bem orientados
por gnaissificação devida a micas ou lentes cordieríticas. A granulação é média, perceptivelmente
mais fina que a de kinzigitos normais. Destes ainda diferem pelas seguintes características
evidenciadas ao microscópio; pobreza de quartzo, que chega a faltar nascamadasmilimétricas
mais ricas de cordierita; feldspato potássico geralmente abundante (ortoclásio ou microclínio
de baixa triclinicidade); plagioclásio (oligoclásio ou andesina sódica) relativamente raro;
granada almandina, componente habitual de pequenas ocorrências, pode se restringir apenas a
faixas pegmatóides nos corpos maiores de Nova Venecia e Juparanã; biotita, em tons pardo
alaranjado ou vermelho muito vivo se concentra em particularizações xistosas ou se distribui es.
cassamente pelo corpo.
Os cristais de cordierita geralmente se agrupam em formas lenticulares ou camadas.
Quando macroscopicamente azuis ou violetas, os grãos são frescos e com poucas inclusões. Finas
camadas periféricas de alteração pinítica devem conferir cor verde ao mineral macroscópico. A
cor cinza parece se relacionar à formação, internamente, de substância de alteração, amorfa
(opala ?), observada ao microscópio entrando no cristal em linhas ou tubos curvos. A cor branco-opaca
identifica cordieritas de agregados finos ou de cristais maiores cravejados de inclusões,
das quais, as mais abundantes são pequenos prismas de sillimanita reunidos em ondas sinuosas.
Outras inclusões podem ser de zircão, fornecendo ou não, halos pleocróicos amarelos, grafita, ilmenita,
etc.
Dos acessórios, foram encontrados, embora dispersos e em grãos pequenos: zircão,
grafita, ilmenita, rutilo, sulfetos. A apatita geralmente falta por completo. A magnetita forma
localmente importantes concentrações, especialmente nas ocorrências de Nova Venecia e Ju-
IEranã. Trata-se provavelmente de variedade aluminosa e magnesiana como atestam freqüentes
associações (ex-solução ?) íntimas, ou inclusões de: espinélio verde, córindon incolor e hoegbomita
parda.
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48 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
São comuns os intercrescimentos periféricos entre diversos minerais: cordierita +
quartzo; plagioclasio + quartzo; cordierita + ortoclásio; biotita + quartzo.
e - kinzigitos charnockitóides - Assim foram denominadas rochas cinzentoesverdeadas,
granulação média e estrutura gnaissosa em evidência variável. A espessura dos
corpos oscila entre centímetros até, talvez, dezenas de m. Formam provavelmente lentes e são
encontradas intercaladas em kinzigito migmatítico normal, espalhadas por toda a área kinzigítica,
especialmente em sua parte oriental.
Dada a forma de ocorrência, presença de biotita e certas feições microscópicas (como
alterações retrógradas de hiperstênio), acredita-se que os kinzigitos charnockitóides representem
restitos paleossomáticos ainda não totalmente digeridos no migmatito kinzigítico regional.
A rocha é mineralógica e texturalmente semelhante aos kinzigitos regionais. Anotaram-se
as seguintes peculiaridades: quartzo arredondado e amebóide, macroscopicamente verde
ou azul em alguns locais. O plagioclásio, habitualmente anti-pertítico, é uma andesina cálcica
(An38-50) por vezes com zonas internas labradoríticas. Prepondera inteiramente entre os feldspatos,
motivo pelo qual seria correto classificar tais rochas como enderbitos. Biotita e granada, relativamente
abundantes, com as mesmas caracteísticas microscópicas observadas em Kinzigitos normais.
O ortopiroxênio é um hiperstênio pleocróico (2V(-) =600, Ng= 1,715), formando grãos
equidimensionais esparsos e, variavelmente alterados em minerais secundários, biotiticos serpentinosos
e carbonáticos.
Os acessórios incluem a apatita, quase sempre abundante, e magnetita. Zircão pode
faltar ou formar cristais raros e pequenos, inclusos em biotita. Pirita e grafita são ocasionais.
Em relação ao que chamamos charnockitos normais, e através do estudo microscópico,
nota-se que os kinzigitos charnockitóides devem ser calco-ferromagnesianos enquanto os
primeiros seriam mais sílico-alcalinos (mais ferruginosos também na fração de máficos). Considerados
como membros de família magmática, os kinzigitos charnockitóides seriam menos, e
os charnockitos mais, dlterencIados.
Chamockito (grosseiro)
A partir de duas secções inferiu-se a ocorrência de uma faixa com vários km de espessura,
correndo NS desde Barra de S. Francisco até Itapina, formada exclusivamente de
rochas extremamente grosseiras (cristais centimétricos). Quando fresca exibe cor verde médio a
escuro, raramente cinzento puro. A forma de ocorrência, caracteristicasmorfológicas e presença
de hiperstênio (var. ferrohiperstênio ou eulita) modal permite classificar tais rochas como charnockitos,
sensu strictu (Heinrich).
Tais rochas são aqui descritas como sub-unidade, destacada dos chamados kinzigitos
charnockitóides, por constituirem um grande corpo relativamente uniforme em textura e composição.
Em relação aos últimos, são muito mais grosseiros (raras sombras mais finas) e mostram
tonalidades verdes mais acentuadas. Em afloramento, são bastante homogêneos não tendo
sido possível verificar transições para kinzigitos típicos. Em um afloramento observa-se passagem
para rochas regionais através de tipos gnáissicos grosseiros gradualmente mais claros
(até róseo) e menos ricos de hiperstênio. Este, altera-se em agregados serpentinosos e desaparece.
Também ao microscópio é possível verificar certas diferenças com os kinzigitos charnockitóides.
A maior dessas é a escassez ou ausência de granada. A biotita, (pardo em geral esverdeado,
Ng= 1,670-1,685), outro mineral característico de kinzigitos, ainda comparece discretamente,
conferindo caráter gnáissico aos charnockitos do perfil norte. Entretanto praticamente
desaparece no perfil sul, onde a leve gnaissificação é provocada por isorientação de feldspatos
maiores ou por concentrações alongadas de minerais máficos (hornblenda, ortopiroxênio).
Nos charnockitos grosseiros ainda aumentam substancialmente as quantidades modais de feldspato
potássico, os quais constituem cristais mais avantajados em tamanho (até 10 cm em uma
exposição). Nos chamockitos do norte o feldspato potássico é um ortoclásio micropertítico localmente
- em bordas, inclusões, fraturas-desenvolvendo geminação gradeada: o microclínio podendo
também aparecer em discretos cristais isolados intersticiais. Sendo as rochas microclínicas
também biotíticas, sugere-se que as mesmas só encontradas ao norte, estiveram sujeitas às
deformações e atividades metassomatizantes potássicas de uma fase tardia de metamorfismo.

COUTlNHO 49
No perfil sul o feldspato é inteiramente ortoclásio micropertítico (cabelos), não se
observando quase biotita.
O plagioclásio, sempre anti-pertítico, é menos abundante e mais sódico (An32-40) que
o dos kinzigitos charnockitóides. Apenas em uma amostra mostrou-se nitidamente em quantidades
superiores ao ortoclásio e conferindo à rocha um caráter enderbítico.
Quartzo aparece em grão arredondados ou amebóides como em kinzigitos.
Hornblenda hastingsítica, verde escura, é freQÜente nos charnockitos do sul, onde
assume as funções modais da biotita. Os grãos se cristalizam independentemente dos demais
máficos.
Algum clinopiroxênio (diopsídico) fui observado em charnockitos do sul. O piroxênio
dominante entretanto é ortorrômbico, em percentagens modais pequenas. O mineral é relativamente
ferroso (ferrohiperstênio) chegando em duas amostras a atingir Ng=1,760, próprio da
eulita. Encontra-se freqüentemente alterado parcial ou totalmente em agregados contendo
biotita secundária (nontronita ?), carbonatos, serpentina.
Atribui-se a cor verde ou cinza esverdeado de grande parte dos charnockitos, à libertação
de oxidos de Ferro do ortopiroxênio em alteração. Tais óxidos se mobilizam para interstícios,
preenchem-nos e impregnam fraturas e clivagens de quartzo e feldspatos, corando-os
macroscopicaInente de verde. São comumente observados nestes charnockitos, em lâmina, grãos
de quartzo e feldspato atravessados por fraturas si,nuosas preenchidas de.moscovita e pigmento
verde, tanto mais abundantes e tanto mais verdes quanto mais próximos de um ortopiroxênio
alterado. E sugestivo também o fato de que são mais verdes as rochas félsicas da faixa charnockítica
(especialmente norte) e menos verdes (mais cinzentas) as amostras de kinzigito charnockitóide,
mais básico. Naquelas o ortopiroxênio (eulita) é bem mais ferroso que nos últimos, onde
o ortopiroxênio é hiperstênio.
Apatita e magnetita são acessórios freqüentes. Zircão é mais raro.
Granodiorito gnaisso8o
Foram assim denominados alguns corpos de rocha aparentemente intrusiva sintectônica,
muito homogênea em visâo macro e microscópica. Afloramentos separados por dezenas
de km, são muito parecidos. Encontram-se exclusivamente dentro da unidade kinzigítica e
parecem constituir corpos lensóides, mais concentrados na borda leste da mesma. Os corpos não
parecem muito grandes; seus afloramentos não persistem por mais de uma ou duas centenas de
metros na direção do trend regional.
São rochas macroscopicamente cinzentas, de granulação média, recortadas por pegmatitos
de cor creme e aparência sienitica (pouco quartzo). A gnaissificação é vaga, planar ou
linear, imprimida por biotitas e hornblendas suborientadas e separadas.
Apesar de sua distribuição geográfica, os granodiorito-gnaisses não mostram afinidades
com kinzigitos, dos pontos de vista estrutural, textural e mineralógico. Não se exclui
porém a possibilidade de uma derivação contemporânea, talvez antigos horizontes margosos bem
diferenciados na coluna sedimentar. A possibilidade de intrusões Ígneas granodioríticas é mais
favorecida pela petrografia mas não explica a forma, relacionamento paralelo e a distribuição
preferencial dos corpos em determinados horizontes, exclusivamente na unidade kinzigítica.
A textura da rocha é equigranular parecendo metamórfica (granolepidoblástica).
Entre os feldspatos, o plagioclásio aparece em quantidades equivalentes ou pouco
superiores às de feldspato potássico. O plagioclásio (andesina An30-40), aparece em grãos frescos,
geminados em Ab ou Ab-Cb, algo sericitizados. O ortoclásio é normal, raramente pertítico.
A biotita é pardo suja esverdeada. A hornblenda é possivelmente uma femagstingsita (X
amarelo, Y verde pardacento, Z verde: 2Vx=60o; Z/c=14°, Nz=1.695, Nz-NxO.0l5-0,020). Altera-se
retrometamorficamente em biotita e. hidrotermalmente em carbonatos, clorita, anfibólio
rox

50 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
por gnaissificação incipiente e composição variável entre granitos alaskíticos e granodioritos.
Parecem corresponder a intrusões tarditectõnicas e formam, na unidade kinzigítica, por vezes,
grandes monolitos tipo Pão de Açúcar, da mesma forma que os kinzigitos migmatíticos. Com
exceção dos alaskitos, foram também encontrados intrometidos na seqüência biotita gnáissica de
Minas Gerais.
Diferenciaram-se no campo os seguintes tipos; biotita-granito porfiróide, biotitagranito
eqüigranular gnaissoso, granito leucocrático (creme) grosseiro e granito alaskítico róseo.
Ao microscópio parte é tipicamente adamelítica.
A textüra na maioria é caracteristicamente hipidiomórfica granular mas em alguns
observou-se maior similaridade com a granoblástica xenomórfica de kinzigitos.
O quartzo é arredondado ou intersticial xenomórfico. O feldspato potássico é normalmente
um microclínio high, em alaskito e em intrusões dentro ou próximas da unidade biotitagnáissica.
Em tipos comuns da unidade kinzigítica parece predominar ortoclásio. A pertita fina é
rara; ou está ausente ou aparece em manchas. O plagioclásio é geralmente oligoclásio ou andesina
(observados desde An7 até An3S), bastante sericitizados. Os máficos compreendem
biotita pardo suja ou alaranjada, parcialmente cloritizada. Hornblenda (Mg- ou Fe-hastingsita) é
muito rara, bem como a granada. Alguns granitos contém moscovita. Os acessórios compreendem;
apatita, zircão, ilmenita, magnetita e allanita.
Noritos
Foram encontrados 2 pequenos corpos intrusivos deste tipo de rocha. Um deles, em
Baunilha, SE de Colatina, faz contatos com kinzigíto e é parcialmente recoberto por sedimentos,
não se conhecendo sua forma no plano horizontal. O segundo, aflora em depressão circular, ao
norte de Baixo Guandu, rodeado de altos morros biotito-gnáissicos e kinzigíticos.
As amostras exibem geralmente cor cinza ou cinza pardacenta, granulação grosseira
e feldspatos em placas cinzentas ou pardas. Placas maiores e brilhantes são de biotita. Alguns
afloramentos em Baixo Guandu, de rocha mais diferenciada são pardo esverdeados.
A textura é hipidiomórfica granular, tendendo à subofítica traquitóide.
O plagioclásio em ripas grossas é intensamente geminado em Ab, Ab-Cb, periclínio e
Manebach. Trata-se de labradorita AnSO-60' O piroxênio comum em Baunilha é um hiperstênio
apresentando internamente plaquetas pardas. Parte menor é formada por augita em cristais
grandes ou pequenos, parecendo substituir hiperstênio nas bordas. Em Baixo Guandu, no tipo
normal, o hiperstênio forma poucos cristais maiores que incluem olivina. Em geral faz parte de
intercrescimentos e coroas de reação. No tipo diferenciado forma prismas grossos algo arredondados
ex-solvendo internamente fitas de augita ou pigeonita. A augita, no tipo normal forma
cristais grandes, ramificados e intersticiais, contendo às vezes, plaquetas pardas; no tipo diferenciado,
só ocorre em cristais minúsculos, intercrescida ou misturada com quartzo. Olivina
(2Vx=80o~, levemente alterada em serpentina e cercada por minerais de reação ocorre apenas no
tipo não diferenciado de Baixo Guandu. A biotita, forma em todas as amostras examinadas,
placas maiores de cor macroscópica pardo laranja vivo. Normalmente é poiquilítica. Apatita e
magnetita, por vezes ramificados e intersticiais são acessórios comuns. Pirita ocorre raramente.
Quartzo aparece por vezes intersticialmente em quantidades mínimas ou intercrescido com
biotita em bordas de reação.
Biotita gnaisse
Foram denominados biotita gnaisses quaisquer tipos litológicos bem orientados por
acamamento migmatítico ou gnaissificação uniforme e, caracterizados pela associação quartzofeldspato-biotita,
com pouca ou nenhuma granada.
E este o tipo litológico predominante na bacia do Rio Doce em Minas Gerais desde
Governador Valadares até a divisa com o Espírito Santo. Neste Estado a rocha é muito rara
havendo porém a possibilidade de se classificar como biotita gnaisses certos kinzigitos menos
ricos de granada ou certos granitos gnaissificados.
Os pegmatitos, por vezes possantes (mais de 10 m~ recortam o corpo biotitognáissico,
freqüentemente de maneira discordante, veriticais ou inclinados e sinuosos.
Como migmatito é uma rocha cinzenta, rica de camadas paleossomáticas biotíticas,

COUTINHO 51
intercaladas com neossoma leucocrático quartzo feldspático. Tipos não migmatíticos incluem
principalmente biotita gnaisses tonalíticos de aparência grauváquica, abundantes na região
imediatamente a leste de Governador Valadares.
Sua textura é granolepidoblástica e a mineralogia é simples, composta essencilamente
de quartzo, feldspato e biotita.
O quartzo é componente obrigatório, em grãos arredondados. Em uma amostra (156),
aparece em corpos poligonais, juntamente com feldspatos idem.
O feldspato potássico é normalmente um microclínio pouco pertítico, mas pode
ocorrer como ortoclásio pertítico em rochas próximas ou dentro da unidade kinzigítica. É abundante
nas camadas claras de biotita gnaisse migmatítico e ausente no biotita gnaisse tonalítico.
O plagioclásio nos tipos migmatíticos é comumente um oligoclásio-andesina (An28)
com variação possível de An12-38' Já nos tipos tonalíticos é andesina, em média An46' variando
entre An36 e An52' com poucas mas nitidas traves de geminação e restrito zoneamento.
A biotita não apresenta os tons avermelhados de kinzigitos, sendo comuns as tonalidades
pardo escuro, amarelado ou esverdeado (Ng=1,650).
Moscovita e granada são minerais encontrados acidentalmente, em especial no tipos
não tonalíticos, esta mais rara que aquela. Já a hornblenda comum verde (Ng=1,680-1,695) é
mineral freqüente, em quantidades pequenas, em qualquer tipo.
E pidoto , allanita, turmalina (em camadas mais biotíticas), apatita, zircão, titanita,
rutilo, ilmenita, magnetita e grafita, são acessórios de freqüência variável.
Leucoxênio, clorita, pirita são produtos de alteração deutérica.
Micaxisto
Intrometidos em biotita gnaisses, ocorrem uma certa freqüência entre Conselheiro
Pena e Colatina, restos não granitizados de extinitos micáceos classificáveis como micaxistos. A
rocha normalmente lepidoblástica, marcadamente xistosa, com a estrutura ditada por paralelismo
de placas micáceas miúdas. Em zonas granitizadas a mica é relativamente grosseira.
Seu componente mais abundante é uma biotita pardo amarelado, acompanhada em
geral por certas quantidades de biotita e menores, de quartzo. Foram encontrados porfiroblastos
de biotita, granada e clorita (alteração de biotita ?) em uma exposição, e de plagioclásio em
outra; nas duas os megacristais se desenvolveram em estágio pós-cinemático. Nas mesmas condições,
e em outros afloramentos, é provável a ocorrência de cianita, turmalina, cloritóide ou estaurolita.
Em cristais miúdos, na matriz micácea, foram identificados; turmalina, zircão, ilmenita,
grafita, titanita, allanita, apatita, rutilo. Sillimanita em agulhas ou pequenos prismas é hóspede
habitual de quartzo, biotita ou moscovita. Ocorre também sob a forma de agulhas (fibrolita) semidivergentes
ou convergentes em fusos.
Ortoclásio ou microclinio e plagioclásio sódico são raros ou restritos a finas línguas
quartzo-feldspáticas concordantes.
Quartzito
Formam raros e delgados corpos rochosos preferencialmente associados a micaxistos.
Um corpo mais possante entretanto, ocorre como cunha (tecwnica ?) em plena zona de charnockitos
grosseiros, ao norte de !ta pina.
Trata-se de uma rocha branca, grosseira, exibindo nítido acamamento e xistosidade
incipiente, desenvolvida por moscovita. A rocha é essencialmente quartzo (mais de 90%) e pouca
moscovita. Um resíduo pesado de separação da amostra 154, mostrou também; ilmenita, zircão,
granada e diopsídio; mais raros; biotita, titanita, hornblenda e turmalina.
Rochas de afloramento em pequena escala
Basalto - Durante a coleta de amostras foi encontrado apenaS um dique com 50 cm
de espessura, cortando kinzigitos junto ao contato deste com nititos (Baunilha). A associação
com pluton básico parece casual pois é problemática sua derivação consanguínea. A mineralogia
da rocha de dique nada esclarece.

--
52 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
A amostra é de cor cinza escuro, afanítica, compacta e densa.
A textura é intergranular a intersertal. Dominam, como de hábito, os seguintes componentes;
plagioclásios (ripas de labradorita) e piroxênios (grânulos de augita). Há.grande quantidade
de ilmenita (+magnetita ?) e mesóstasis microcristalina formada por micrólitos de ilmenita,
feldspatos (zeolitos ?), quartzo, carbonatos, etc. Não foram encontrados ortopiroxênios e
biotita, obrigatórios no norito da região.
Pegmatito - Tanto em kinzigitos como em biotita gnaisses, granodioritos gnaissosos
e micaxistos, ocorrem numerosos corpos de pegmatito, tendendo a concordantes e pouco espessos
na provincia kinzigítica e a discordantes e variáveis (até muitos espessos; dezenas de metros)
na unidade biotita-gnáissica.
A mineralogia é a conhecida para pegmatitos. Sendo eles produtos de filtragem de
hiperfusíveis das rochas regionais, admitem uma composição mais rica de quartzo e feldspato
potássico, este, ortoclásio pertítico na província kinzigítica e microclínio na provincia biotitognáissica.
Plagioclásio é pouco abundante e relativamente sódico (oligoclásio em pegmatitos de
biotita gnaisses e andesina sódica em pegmatitos kinzigíticos). Na província kinzígitica estas
rochas costumam ser carregadas de granada não tendo sido reconhecida turmalina em lâmina.
Outros minerais que aqui podem aparecer são: sillimanita, cordierita, magnetita e biotita. Na
provincia biotito-gnáissica são numerosos os afIoramentos mostrando turmalina macroscopicamente
preta. Aqui ainda podem ser vistos; moscovita e granada (pouca). A região é conhecida
como produtora de pedras coradas;
crisoberilo, brasilianita, entre outras.
turmalinas verde e rosea, berilo, água marinha, . topázio,
Rocha calcossilicática - Foi amostrada uma camada relativamente fina (2 m) desta
rocha, intercalada em kinzigitos, a leste de Itapina. Em afloramento é uma rocha cinza amarelada
de grão médio, com acamamento inferível por ótima separação tabular.
A textura é tipicamente granoblástica e sua composição variável de acordo com as
camadas. Predominam os minerais; microclínio baixo ou ortoclásio com sombras de geminado
em grade, escapolita (mizzonita) e diopsídio em parte uralitizado e carbonatizado. Em menores
quantidades; quartzo, titanita e calcita. São acessórios: fIogopita, plagioclásio (associado a escapolita),
zircão arredondado, magnetita, pirita e grafita.
Meta-concreção - Em muitos afloramentos kinzigíticos ocorrem, inclusos ao longo de
!Rixas migmatíticas, pequenos corpos, geralmente com formas externas arredondadas, compostas
de rocha cinza muito fina, compacta e tenaz. Lembra muito certos quartzitos finos, com os
quais ainda se confunde mais por aparecer ocasionalmente como camadas finas.
A textura microscópica é caracteristicamente granoblástica fina.
A rocha compõe-se essencialmente de Quartzo e feldspato poligonais sendo este, exclusivamente
plagioclásio, geralmente muito cálcico (bytownita-anortita,AI190)' com rara geminação
periclínica e mais rara albítica. Em maiores ou menores quantidades, conforme camadas,
ocorrem grãos equidimensionais de outros minerais cálcicos ou ferromagnesianos; calcita,
granada, tremolita, apatita, diopsídio, hiperstênio, titanita. (Grafita é opaco freqüente).
O acamamento é geralmente críptico, só evidenciado em algumas seções delgadas
pela distribuição diferencial de certos minerais coloridos ou opacos.
Este fato, aliado à forma de ocorrência e associações minerais, permitem supor que
tais formações tenham sido inicialmente camadas arenosas transformadas em concreções por
cimentação calcária e, posteriormente, metamorfozeadas na condição atual, juntamente com os
sedimentos pelíticos envolventes (atuais kinzigitos).
OCORRÊNCIA, FREQUÊNCIA E CARACTERíSTICAS MORFOLOmCAS
DE MINERAIS PESADOS
(Referência; médias finais, última coluna da tabela de análises modais)
São fornecidas no local indicado, percentagens modais para cada mineral encontrado
Em preparados de rochas do cristalino pré-cambriano do Vale do Rio Doce. Em consequência da

COUTlNHO
amostragem esparsa e irregular, os valores médios obtidos, têm significação muito restrita, permitindo
apenas avaliações comparativas. Tendo em vista este fim, os próprios minerais acessórios
(% menor que 1), são representados por números decimais sendo-Ihes atribuido, para fins
de cálculo um valor de 0,3 quando presentes (pr.) na lâmina. Ao zircão, por seu tamanho individual
menor, foi atribuido o valor 0,2 quando presente. De várias amostras de um mesmo
afloramento (mesmo número, diferentes coeficientes em letras ou algarismos) foi tomado um só
valor médio para os minerais.
A composição média total do cristalino corresponde a um biotita adamellito. Não
foram calculados separadamente as porcentagens para as duas unidades pré-cambrianas mas o
exame microscópio permite registrar que:
1 - Na unidade kinzigítica são superiores à média, os valores para; cordierita,
granada, ortoclásio, ortopiroxênio, plagioclásio antipertítico, sillimanita e ortoclásio pertítico.
2 - Na unidade biotita gnáissica são superiores à média os valores para; epidoto,
microclínio, moscovita, plagioclásio, titanita e turmalina.
Alguns minerais merecem consideração especial em vista de sua importância como
componentes de resíduo pesado de sedimentos derivados. São aqui arrolados, juntamente com
outros ocorrendo apenas em sedimentos:
A - Opacos, semiopacos e agregados.
Magnetita, ilmenita, hematita, limonita, pirita, pirrotita e grafita podem ser encontrados
em quantidades de acessório em qualquer tipo litológico do Cristalino. Magnetita e ilmenita,
especialmente em corpos básicos (norito, basalto).
B - Transparentes.
1 - Anatásio Possivelmente constitui parte de agregados leucoxênicos. Em sedimentos
é claramente autígeno.
2 - Anàaluzita. Não foi encontrada em qualquer rocha coletada no Cristalino mas há
informações de sua ocorrência aluvionar em diversos pontos próximos ao limite dos estados de
Minas Gerais e Espírito Santo, portanto na unidade biotito-gnáissica. Presumivelmente formouse
primariamente em auréolas de granitos intrusivos ou se incorporaram aos mesmos, e seus
pegmatitos.
3 - Apatita. Acessório normal e comum em qualquer rocha do Cristalino. Em grãos
macroscopicamente amarelos ou verdes, em kinzigitos e pegmatitos. Ao microscópio é incolor,
isenta de inclusões. Prismas curtos e arredondados ou agulhas, as últimas, em noritos e basaltos.
4 - Biotita. Mineral espalhado por todo o Cristalino em concentrações relativamente
elevadas. A variedade pardo vermelha ou alaranjada é comum na unidade kinzigítica e a pardo
esverdeada, nos biotita gnaisses.
5 - Brookita. Não encontrado do Cristalino, onde sua presença é inserta.
6 - Cianita. Este importante mineral de resíduos pesados de sedimentos não foi encontrado
em qualquer preparado de amostras do Cristalino mas deve ser encontrad,a em gnaisses
e, especialmente micaxistos da unidade biotito-gnáissica.
7 - Clinopiroxênio (diopsídio-hedembergita e augita). Os clinopiroxênios são encontrados
na forma de augita, em dique básico e noritos. Membros da série diopsídio-hedembergita
ocorrem em diversos tipos de rocha da unidade kinzigítica; charnockitos, metaconcreções, rochas
calcossilicáticas e até mesmo em quartzitos. Microscopicamente incolor e levemente esverdeado
(diopsídio) em grãos equidimensionais com raras inclusões.
8 - Clorita. Mineral comum em pequena quantidade em qualquer rocha do Cristalino.
Em lâminas levemente esverdeadas, ao microscópio.
9 - Cloritóide. Não foi detectada em preparados de rochas pré-cambrianas.
10 - Coríndon. Algumas lâminas de kinzigitos cordieriticos apresentam grãos de
coríndon incolor, associado a espinélio verde e hoegbomita parda, incrustados em magnetita.
11 - Dumortierita. Mineral de ocorrência conhecida no sul da Bahia (Serra Azul) e
Minas Gerais. Não foi encontrado na pesquisa atual mas pode ser esperado em quartzitos e peglIIitito5
da unidade biotito-gnái66ica,
12 - Espinélio. Em minúsculos grãos límpidos e verdes (ver coríndon).
53

54 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
13 - Estaurolita. Este mineral não apareceu em qualquer preparado submetido a
exame. Sua presença entretanto é praticamente certa em micaxistos, abundantes na provincia
biotito-gnáissica. É conhecida a ocorrência deste mineral em micaxistos do Quadrilatero Ferrifero
e em outros pontos do Vale do Rio Doce, a oeste da área em estudo.
14 - Granada. Sempre sob a forma de almandina vermelha a granada é constituinte
esparso e-minúsculo em biotita gnaisses e micaxistos. Na unidade kinzigítica entretanto, está
muito concentrado (0,5 a 25% com média provável de 3,5%). Aqui forma em geral grandes cristais,
ricos de inclusões. Em lâmina apresenta-se incolor ou róseo muito claro.
15 - Hiperstênio. O mineral é comum (1 a 15%) em kinzigitos chamockitóides e
chamockitos. Em particularizações (metaconcreções) e pequenas ocorrências (noritos) pode atingir
maiores concentrações. Trata-se usualmente de hiperstênio, mas em chamockitos grosseiros
pode ser tão ferroso .quanto ferrohiperstênio ou eulita. O mineral tem tamanho milimétrico,
pleocróico, em prismas pouco definidos, parcial ou completamente alterado. Inclusões de placas
pardas são características de hiperstênios noríticos. O mineral é típico da unidade kinzigítica não
tendo sido encontrado em qualquer rocha da unidade biotito-gnáissica.
16 - Homblenda. O mineral é estranhamente escasso no Cristalino, em média 0,6%.
Nas duas unidades ocorre em baixas concentrações em granitos e granodioritos; na biotitognáissica,
em percentagens pouco mais elevadas, também em biotita gnaisses (tonalíticos especialmente).
Na unidade kinzigítica aparece em certos chamockitos grosseiros mas está mais
concentrada em granodiorito gnaisse. Não foram encontrados anfibolitos e, por outro lado, os
kinzigitos normais, de làrga distribuição, nunca são portadores de homblenda. Nas ocorrências
estudadas o mineral, em secção delgada, geralmente absorve Z em tons verde médio a escuro.
As tonalidades verde azul claro ou escuro (para Z) são mais raras e a homblenda parda não foi
encontrada. A variedade ocorrendo em granodiorito gnaissoso e chamockito faz parte do grupo
das hastigsitas. Aparece como mineral retrometamórfico de piroxênios ou em grãos isolados.
Pode-se alterar em carbonatos e micas. Não se encontraram inclusões ou estruturas especiais,
tais como partição fina 00 1.
17 - Monazita. Outro mineral não encontrado em seções e preparados. A ocorrência
p-imária conhecida em muitos locais do Vale do Rio Doce mineiro, é em pegmatitos. Não conhecemos
a relação entre mineral detrítico e rocha-fonte na zona de areias monazíticas ao sul de
Vitória. Na região do Vale do Rio Doce em estudo, a monazita deve ser esperada em pegmatitos
da unidade biotito-gnáissica.
18 - Moscovita. Mineral freqüente na unidade biotito-gnáissica, especialmente em
micaxistos. Na unidade kinzigítica, só como plaquetas de origem secundária. Nos micaxistos
oontém inclusões de agulhas de sillimanita.
19 - Ortopiroxênio. Ver hiperstênio.
20 - Rutilo: Este mineral é acessorio ou mineral secundário freqüente em qualquer
litologia da unidade kinzigítica. É bem mais raro em biotita gnaisses e micaxistos. Aparece em
pequenos prismas, pardos, vermelhos ou amarelos, isolados ou geminados, isentos de inclusões.
21 - Sillimanita (e fibrolita). Trata-se de mineral relativamente comum em kinzigitos
cordieríticos da unidade kinzigítica próxima à costa, geralmente em pequenos prismas inclusos
na cordierita. Na unidade biotito-gnáissica foi encontrada como fibrolita ou inclusões aciculares
(em quartzo e micas) nos micaxistos.
22 - Titanita. Na unidade kinzigítica este mineral somente ocorre em pequenas formações
calcossilicáticas; concreções metamorfizadas e rochas calcossilicáticas. Na unidade
biotita-gnáissica é acessório comum de granitos. adamellitos, biotita gnaisses. Em grãos pardo
claros a incolores com raras inclusões.
23 - Topázio. O mineral não ocorre nas lâminas estudadas. É porém conhecida sua
presença em depósitos aluvionares derivados de pegmatitos, em numerosos pontos do nordeste
mineiro e norte capixaba, no Vale do Rio Doce.
24 - Tremolita. Est~ mineral foi encontrado em pequena quantidade, em metaeonereções,
rochas ealcossilieáticas e raros outros tipos de rocha gnáissica.
25 - Turmalina. A turmalina foi cuidadosamente procurada na unidade kinzigítica,
especialmente nas camadas pegmatóides. Jamais foi encontrada, embora não se deva excluir
definitivamente a possibilidade de sua ocorrência. Neste caso sera acessório raro. Longe da costa
entretanto, foi verifica da sua presença comum em pegmatitos e micaxistos da unidade biotito-

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56 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
27 - Zircão. Mineral acessório comum em todo o Cristalino. Forma ga-almente cristais
prismáticos incolores pequenos demais para a observação de estruturas internas. Os maiores
permitem visão de zoneamento. Em um granito alaskítico, aparecem cristais milimétricos contendo
numerosas inclusões desarranjadas de quartzo. Em rocha calcossilicática, é nitidamente
arredondado por abrasão.
Tipo de rocha:
Tabela de análises modais para rochas do Pré-cambriano. Vale do Rio Doce
Símbolos e abreviações usadas
Ad. Adamellito
B.Gn. Biotita gnaisse
B.Gn.Ki. Biotita gnaisse transicional para kinzigito
B.Gn.P. Biotita gnaisse piroxênico
B.Gn.T. Biotita gnaisse tonalítico
Bs. Basalto
Ch. C Charnockito
Ch. B. Gn. Charnockito transicional para biotita gnaisse
Ch. Gro. Charnockito grosseiro
Gd. Granodiorito
GdGn. Granodiorito gnaissoso
Gr. Granito
Ki. Kinzigito normal (migmátítico)
Ki.Cd. Kinzigito cordierítico
Ki.Ch. Kinzigito chamockitóide
Ki.Gr. Kinzigito granitóide
Ki.HI. Kinzigito hololeucocrático
Ki.Le. Kinzigito leucocrático
M.Cr. Metaconcreção
Mx. Micaxisto
No. Norito
Pg.Gr. Pegmatito de granito
Pg. Ki. Pegmatito de kinzigito (+ Cd. =cordierítico)
Pg.Qd. Pegrnatito quartzo diorítico
Qzto. Quartzito
R.Cs. Rocha calcossilicática
Mat. exam. Material examinado:
b. - resíduo de batéia
m. - macroscópico; exame à lupa
p. - pó.; rocha pulverizada
s. - seção delgada
N.o da ocor.
( )
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pra
prb
prC
5d
pr
Minerais:
Clinopirox
aor. Serp. etc.
Um. Mgt.
Plag. an ti -pert.
Ort. perto
Ortopirox.
Número da ocorrência. Registrada em mapa ou caderneta de campo. Algarismos e letras minúsculas
posteriores; amostras de uma mesma exposição.
Valores modais estimados a olho nu, sujeitos a erros maiores
Presença possível mas não verificada
Na forma de flogopita
Na forma de allanita
Inclui também alguma allanita
Inclui 3% de zeolitos
presença em quantidades inferiores a 1%
Clinopiroxênios (augita, diopsí dio-hedernbergita)
Minerais secundários ferromagnesianos; c1orita, serpentina, nontronita
Ilmenita e ou magnetita
Plagioclásio anti-pertítico
Ortoclásio micropertítico
Ortopiroxênio; hiperstênio, ferro-hiperstênio, eulita.

AUXÍLIO VISUAL
NO ENSINO DA ÚPTICA CRISTALINA
JOSÉ MOACYR VIANNA COUTINHO.
ABSTRACT
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58 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
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- Maneira de fabricação de modelo óptico para figura de interferência de bissetriz aguda centrada. Traba-
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lha-se observando extinções de confetes entre duas folhas de polaroide cruzadas. O disco de vidro após
totalmente preenchido de confetes de celofane pode ser girado em suporte circular ou outro dispositivo
simples, entre as mesmas duas folhas de polarõid~ cruzadas, o que provoca movimentos de sombras perfeitamente
similares aos de figuras microscópicas. Para a obtenção de sinal óptico, cuidado adicional deve
ser tomado ao se colar confetes com suas direções ópticas previamente orientadas, o que se faz com o auxl1io
de uma folha compensadora, também de celofane.
comuns em escritório. Os confetes são colados sobre placa de vidro esmerilhado dos dois lados, o
que ajuda a colagem e a difusão da luz. A cola empregada pelo autor é do tipo colatudo transparente
(Duco) mas deve ser pesquisada qualquer outra que produza menor quantidade de
bolhas. Cada confete, antes de colado, deve ser orientado com suas vibrações nas direções di.
tadas por esquiodromas previamente traçados na placa com lápis mole, de modo a ser facilmente
apagado. Como se sabe, o celofane é substância anisótropica, possuindo cada confete, duas
direções em que vibram a 900, dois raios de velocidades diferentes. Para demonstrações de sinal
óptico e outras, tais velocidades devem ser diagnostica das e convenientemente situadas de acordo
com o esquiodroma. Para isso, cada pequeno confete deve ser examinado em posição de
aclaramento, entre polarizadores cruzados, com o auxílio de um compensador que nada mais é
que uma outra folha de celofane. Uma vez colados todos os confetes, consegue-se imitar ra.
zoavelmente figuras de interferência cujos movimentos de isógiras provocados pelo giro da placa
de vidro, podem ser acompanhados por estudantes postados a até 20 m. Conforme o modelo de
esquiodroma empregado, é possível fabricar dispositivos imitando figuras de interferência uni ou
biaxiais, centradas ou descentradas. É possível também, ilustrar variações de atraso, 2 V e ain.
da, determinar sinal óptico, desde que se conte com compensadores, também de celofane. Es~,
podem ser tanto os imitativos de mica (1/4 de comprimento de onda), como os degipso (550
micra) ou até o de atrasos variáveis (cunha).

COUTlNHO 59
A demonstração da aplicação da fórmula A =e(ng - np) é facil se se dispuser de
placas de preparado com vários cristais de celofane, diversamente orientados e com espessuras
variadas (obtidas por colagem de várias folhas de celofane iso-orientado).
A demonstração de pleocroismo é mais difícil porque o celofane colorido é muito
fracamente pleocróico. Para tais casos, devem-se empregar as próprias folhas de polaróide, convenientemente
cortadas na forma de cristais pleocróicos.
Desde que se recorte adequadamente o celofane, será sempre possível montar contrafacções
de minerais estruturados nas mais diversas formas e até mesmo texturas de rochas
como vistas ao microscópio em pequeno aumento. Neste sentido, uma utilização importante do
método seria na demonstração óptica de determinação de plagioclásios através da visualização
de geminados polissintéticos. Tiras de celofane são coladas paralelamente, tendo-se o cuidado
prévio de recorta-Ias com suas direções de vibração em posição desejada em relação à linha de
corte. Segundo as mesmas técnicas, se demonstrariam as extinções reta, simétrica ou inclinada,
importante na interpretação e diagnose de minerais de rochas (micas, anfibólios, piroxênios).
As demonstrações com celofane e polaróides oferecem amplas possibilidades, das
quais apenas algumas foram aqui mencionadas.
BIBLIOGRAFIA
WILLARD, M. E. -1947 - A model to aid in theexploration of interference figures. AmericaDJoumalofScieD08, NewHaveD,245(8):518-21, il.

OS MINERAIS PESADOS
DE AREIA NA FOZ DO RIO DOCE
JOSÉ MOACYR VIANNA COUTINHO*
ABSTRACT
This study intenda to point possible source. areas for recent sedim~ts laid ar,?"nd R!o ~~e m?"th. The ~arren:as sediments.
outcropping wes1;af the beach zone, carry as heavy mmerals; anatase, andaluZ1te,mODaz1te.rutl!. .8il~anl~. tourma1ine,Z1I"con,whereas
the recent sanda tipieally e~hibit the association kyanite. epidote. steurolite, ga~et. homblende. SllIunanite. ~"con. .
Thetertiary Barreiras and therecent sands musthavebeenfed bYdifferentsou~areasor. alternatlve~ .bydlÍferent levels oftheexposed
souree body .Nearly ali recent sediment inthe Rio Doeedeltaic zane derives troma pre-carnbrl&narea near the eo.astline. .
There stIlI remain doubte about the eorrect interpretation of faete such as: 1) abnormal fali m the ooncentration of hyperethe""
and gamet whenever kinzigites. ehamockites and adjoining sands areco~ared. 2) abnormal incre~e of ?pidote and specially. homblende,
a relatively searae mineral in pre.cambrian souree rocks and a exceptlOnally abundant heavy mmeral In concentrates fraro recent
B8nds.
OBJETIVO
No estudo, especiabnente de minerais pesados, objetivou-se apontar as áreas-fontes
dos sedimentos recentes da foz do Rio Doce.
Podem ser considerados áreas-fonte potenciais:
1. Sedimentos terciários da Formação Barreiras, ocorrendo imediatamente a oeste e
em contato com o Recente. A formação é drenada pelo Rio Doce, alguns de seus afluentes e
IUlmerosos rios e riachos que se encaminham para o Oceano Atlântico, a leste.
2. Pré-cambriano próximo: unidade kinzigítica. Faixa de Cristalino, composta essencialmente
de kinzigitos e charnockitos e, por isso, enriquecido de certos minerais pesados;
biotita, granada, sillimanita, hiperstênio. Aflora imediatamente a oeste do Barreiras e é drenado
pelo Rio Doce e seus afluentes.
3. Pré-cambriano distante: unidade biotita gnáissica. Faixa de Cristalino, composta
essencialmente de biotita gnaisses e mica xistos, e por isso, enriquecida de determinados minerais
pesados; biotita, hornblenda, epidoto, turmalina e, presumivelmente, cianita e estaurolita.
Aflora a oeste da unidade kinzigítica e é também drenado pelo Rio Doce e seus afluentes.
Ambas as unidades pré-cambrianas foram estudadas em trabalho a parte do mesmo
autor.
· IG/USP

62 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Análise das frações separadas
~ODOSEMPREGADOSETRABALHOSEFETUADOS
o pesquisador recebeu as amostras em frações previamente separadas. A rotulagem
obedeceu a critério do coletor, ou seja, seqüência de suas iniciais seguidas do número da amostra
e código de sistema de coleta; 01 para amostras superficiais, 02 para amostras de profundidade e
04 para amostras de canal. As amostras 02, recolhidas em tubos plásticos, eram adicionalmente,
acrescidas das letras A a E, indicando profundidades decrescentes.
Normalmente cada amostra era subdividida em 4 frações: 1J1leves, granulação 62-125
micra, 2! leves, granulação 125-250 micra, 3! pesados, granulação 62-125 micra e 4! pesados,
granulação 125-250 micra. Todavia parte das amostras foi entregue com frações pesadas apenas
e nas granulações 62-125 e 125-250, raramente também nos intervalos 62-177 e 177-250 micra.
Pequena parte ainda foi recebida em um só intervalo granulométrico; 62-250 micra. Outro pequeno
grupo de amostras apresentava granulações em intervalos menos espaçados; 62-125-177-
250 ou 62-88-125-177-250.
Todas as frações foram obtidas pelo processo clássico de peneiramento e separação
em bromofórmio. Não houve preocupação de se medir ou pesar as quantidades de leves e pesados
separados, não se podendo destarte informar os numerosos índices (index number). Os
coletores observaram no campo alguns níveis superficiais bastante ricos de minerais pesados,
emprestando tom escuro à areia. Uma avaliação visual rápida de várias amostras coletadas em
vários metros de tubos indica que os pesados se concentrariam ao redor de 1%.
As localizações de todas as amostras aqui estudadas, acham-se em mapa anexo.
As frações foram analisadas por método exclusivamente óptico (Fleet, 1926). Em
cada deslocamento da lâmina na platina do microscópio, os minerais eram identificados e contados
separadamente, por espécies.
As frações leves compreendem especialmente quartzo e feldspatos mas, nas tabelas,
foram-Ihes incorporados também os valores encontrados para micas já que estas são de difícil
separação ao bromofórmio, concentrando-se irregularmente nos pesados, ou, mais freqüentemente,
nos leves.
As frações pe'!adas reunem minerais opacos, semi-opacos e transparentes. Dada a
p-emência de tempo, não se analisou a fração opaca, que requereria demorada manipulação em
separador eletromagnético e métodos especiais de reconhecimento. Ao microscópio petrográfico
de luz transmitida, foram apenas somadas as quantidades de opacos e, em seguida relacionadas
em tabela com as de pesados transparentes. De quando em quando era tentada a observação à
luz refletida, no mesmo preparado utilizado para a determinação de transparentes. Assim, é possível
informar da existência mas não as proporções dos diversos minerais opacos.
Para o exame dos minerais transparentes leves, uma pequena quantidade de material
contendo 400 a 700 grãos se finos, ou 200 ou 500 grãos, se grossos, é colocada sobre lâmina e
imersa em líquido de índice 1,544. Para este líquido, não há necessidade de se colocar lamínula,
o que envolveria tempo adicional de manipulação. Com uma ponta de estilete, o líquido pode ser
misturado aos grãos e espalhado para formar rapidamente superfície plana, funcionando como
laminula. Aqueles minerais, nestas condições, com diafragma fechado e polarizadores descruzados,
facilmente se diferenciam por seus relevos; quartzo com relevo fraco superior ao líquido,
linha de Becke fina e colorida em uma posição de extinção; feldspato potássico, relevo inferior,
tom róseo em linha de Becke nítida e brilhante: micas, relevo superior em linha de Becke muita
nítida e brilhante. Haverá sempre dificuldades em diferenciar plagioclásios ou cordieritas não
geminados. A última especialmente, em trabalho de rotina, é de identificação impraticável. Entretanto,
o número de cordieritas identificadas seguramente em preparados piloto foi considerado
irrisório (entre O e 1%) e por isso, o mineral não se encontra relacionado nas tabelas. Material
leve também inclui esporadicamente, agregados finos de substâncias argilosas, cloríticas, serpentínicas
ou seridticas e ainda, microorganismos opalinos ou carbonáticos, fragmentos de concha,
etc.
A fração pesada foi analisada da mesma maneira, alterando-se o líquido de imersão
para o índice 1,640 que separa convenientemente dois grupos de minerais pesados transparentes.
O examinador rapidamente se acostuma com o relevo de grãos minerais em toda a gama de ín-

COUTINHO
dices, imersos no novo líquido. Mesmo assim há a necessidade freqüente de se recorrer a processos
mais demorados de identificação óptica; exame de inclusões, clivagem, alteração, cor,
pleocroismo, anisotropia, elongação, extinção e, por vezes, caráter e sinal óptico. Não foi considerada
conveniente a mudança de líquidos de imersão para índices mais elevados. Entretanto,
quando havia suspeita da existência de xenotima ou monazita, foi por vezes útil imergir o
material em líquido. de índice alto (1,74 a 1,78) que separa com facilidade aqueles minerais de
outros de índice ainda mais elevados (zircão, titanita). Para líquidos de índices superiores a 1,65
toma-se mais necessária a colocação de lamínula, em virtude da formação de gotas semiesféricas
de alta tensão superficial. A distinção entre xenotima e monazita é igualmente efetuada
por observação de seus índices em relação ao líquido 1,74 e estudo de birrefringência (bem mais
alto para xenotima).
Os líquidos manipulados pertencem a baterias Cargille do Departamento de Mineralogia
e Petrologia. Os três índices aqui utilizados poderiam ser obtidos com os líquidos:
n = 1,54; óleo de cravo ou mistura de nujol + monobromonaftaleno.
n = 1,64; nujol + monobromonoftaleno ou Aroclor 1254.
n = 1,74; iodo metileno.
Erros experimentais
Os preparados foram montados com apenas parte das amostras separadas o que,
desde já introduz certa margem de erro. Os números obtidos são uma porcentagem numérica
que não pode ser convertida em porcentagem de área, volume ou peso, sem o conhecimento
adicional das variações de tamanho, formas e peso específico, entre espécies minerais e em uma
mesma espécie. Como a intenção da investigação foi a de analisar mineralogicamente. e obter
valores numéricos relativos, não houve necessidade de se converter os valores obtidos em porcentagens
de área, volume ou peso. A porcentagem numérica por si só ja é um parâmetro útil
para o fim a que se destina.
No começo do trabalho microscópico foram efetua dos alguns testes para verificar a
exatidão de medidas e contagens. Valores muito discrepantes, em até mais de 100%, foram
registrados para quase todos os minerais, quando um mesmo preparado era examinado por
diferentes operadores, ou, quando dois preparados de uma mesma amostra eram examinados por
um só operador. Para minimizar os efeitos da primeira situação, estabeleceu-se como norma o
exame de preparados por um só operador, neste caso, o mais experiente. Entretanto não se
eliminaram as variações encontradas entre os diversos preparados. Êstes erros diminuiriam para
valores mais admissíveis se aumentasse consideravelmente o número total de grãos contados
para, por exemplo, 1000. Mas a operação multiplicaria em 3 a 5 vezes o exíguo tempo disponível
para a pesquisa, o que foi considerado inexeqüível. A informação vale como ressalva para interpretações
de trend analysis futuras.
De acordo com cálculo de erros prováveis (Galehouse, in Carver, 1971) considerandose
100 o número total de grãos contados em um preparado, uma contagem de 20 grãos (20%)
para determinada espécie mineral admite um erro de 8,0 para um grau de confiança de 95,4%.
Isto é, tem-se 95.1% de confiança em que a proporção verdadeira esteja entre 12 e 28% (erro
relativo de 28,6%). Contagens de menos de 5% para a espécie admitem erros de mais de 100%.
Aumentando o número total de grãos contados para 300, a contagem de 60 grãos (20%) para
uma espécie mineral admite um erro de 14,0 no mesmo grau de confiança de 95,4%, isto é, temse
95,4% de confiança em que a contagem real esteja entre 46 e 74 (erro relativo de 23%).
As contagens no presente estudo variaram geralmente entre 100 e 300 grãos, admitindo-se
desta maneira, que as variações de erros não s~jam muito grandes ao se sucederem
as amostras. Considerando-se entretanto espécies isoladas, devem-se admitir erros, de mais de 100%
para minerais em proporções abaixo de 5 % , erros de 30 a60 % para minerais com proporções em tomo
de 10%, erros de 20 a 30% para minerais em proporções em tomo de 20% e erros de 10 a 20% para
minerais em proporções em termo de 50 % .
Tabelas e Figuras
Inicialmente foram relacionados em tabela os valores obtidos para minerais leves e
63

64 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
pesados de toda e qualquer fração entregue. Todavia verificou-se que se conseguiriam resultados
similares com economia de tempo, se se trabalhasse com amostras superficiais no intervalo
granulométrico único de 125-250 micra. As tabelas que acompanham este estudo obedecem ao
último critério.
São consideradas amostras superficiais todas aquelas a cujo número de rotulação se
acrescenta os códigos 01 e 04 ou aquelas de série 02 com letra mais elevada na seqüência coletada.
Peoados
TnnspamItes
Anatásio
Andaluzita
Cionita
Ooritoide
CoriIidIm
Duunotierlta
Epidoto
&piDéUo
&tauroUta
Gnnada
Homblenda
Monazita
Rutilo
SüUmanlta
Tunnalins
Xenotima
Zilcio
N!> pes. tI. contados
Leves
Quartzo
Feldapato
Biotita
MOSCOYIta
Relaç&s MInerais
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TABELA 1
Sedimentos Barreiras - Fração 12S-2S~
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Foi também escolhida a fração grosseira 125-250 micra por ser mais representativa,
produzindo quantidades de pesados 2 a 20 vezes maior que a de 62 a 125 micra. Não ,foram calculadas
as médias proporcionais visto que o pesquisador ao receber os recipientes não sabia
quanto realmente de cada fração foi aproveitado e entregue. Ressalte-se porém que certos minerais,
especialmente zircão, tendem a se concentrar nas frações finas, diminuindo radicalmente
nas grosseiras. Esta tendência é bem comprovada nas Figuras 1 e 2 de freqüê~cia x granulometria,
onde se utilizaram também os dadÓs de frações finas constantes de tabelas não publicadas.
Uma correlação estratigráfica foi tentada com os dados obtidos de cinco poços PRD
com profundidade de até 33 m (Fig. 3).
Na elaboração das tabelas para pesados, omitiram-se as proporções de opacos e
micas, recalculando-se os pesados transparentes para o total de 100. Os minerais pesados não
opacos e não micáceos compreendem uma coleção com razoável grau de homogeneidade hidráulica
e sua utilização, por isso, reduz os problemas de classificação seletiva e seleção hidráulica.
Calcularam-se varias relações que se pretendia projetar em mapas de tendências.
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TABELA 2
Sedimentos Recentes - AmostrasSuperficiais - Fração 125 . 250 l.I
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Sedimentos Recentes - Amostrasde Fundo. PerftsFluviaise Marinhos- Fração 12S-2SOjJ
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66 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
TABELA 4
Médias do Barreiras e Recente Superficial nas Frações
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Uma delas é o bem conhecido índice ZTR (Hubert, 1962). Nas tabelas anexas este índice é indicado
em UE e reune também os minerais ultra-estáveis zircão-turmalina-rutilo, fornecendo índice
de maturidade mineralógica para a areia. As outras relações são: SEI, reunindo os minerais
semi-estáveis e instáveis comuns dos sedimentos; 100 X UE/SEI que é uma relação idealizada
tanto para fornecer índice de maturidade mineralógica como para visualizar, se possível, o sentido
de progressão de sedimentação (especialmente no Barreiras); 100 X Zr/Hb, relação que exerceria
o mesmo papel, com melhor aplicação para o Recente. Entre os minerais leves tentou-se a
relação Qz/Fd também indicativa de maturidade mineralógica, distinta para as duas formações. A
relação Qz/Mi deve apenas mostrar em mapa, os sítios de descarga preferencial de micas em areias
do Recente. A relação Op/Trp (opacos/transparentes) foi acrescentada para informar a quantidade
total de minerais pesados contados e para tentar uma outra forma de distinção entre Barreiras e
Recente.
Finalmente foi construído o gráfico conforme a Figura 4 mostrando variações de
freqüência para os principais minerais e suas relações ao longo do Rio Doce, desde Colatina, no
Cristalino, até a foz, em Regência e Povoação. O gráfico foi estendido com 10 análises de amostras
até 50 km da foz, em alto mar. Este último trecho foi subdividido em duas partes. A 1~
abrange 6 análises (RDl-2DC, RD65-3vv, RD67-2vv, RD67-3vv, perfil maritimo 83 e 286). A 2!.
parte agrupa 4 análises (RD24-3DC, RD32-3vv, RD49-4vv e RD71-1vv), espalhadas a 50 km da
costa enquanto o 1.2.grupo reune análises a cerca de 10 km da costa dos extremos N ao S do
delta levantado.
Descrição dos minerais
RESULTADOS OBTIDOS
Resumem-se aqui, alfabeticamente, os aspectos morfológicos das diferentes espécies
minerais encontradas nas frações arenosas do Recente e Barreiras.
Anatásio - encontrado quase exclusivamente no Barreiras onde pode ultrapassar 30 %
dos pesados transparentes. Quase sempre em cristais com base retangular fornecendo boa figura
de interferência uniaxial (-). Cor azul ou pardo amarelada, bem visível sob forte iluminação, já
qüe seus altos índices escurecem sensivelmente os contornos. A origem autígena deste mineral
é seguramente indicada por seu hábito idiomórfico e ocorrência em formação antiga. Alguns grãos

COUTINHO 67
raramente encontrados no Recente devem ser clásticos, transportados do Barreiras.
Actinolita - ver tremolita
Allanita -ver epidoto
Andaluzita - como o anatásio, é mineral praticamente restrito ao Barreiras onde
aparece como clástico em todas as amostras, concentrando-se caracteristicamente nas frações
grosseiras. Reconhecida com facilidade pelas formas irregulares retangulares ou, mais freqüentemente,
arredondadas, transparência, índices próximos de 1,64, pleocroismo em r6seo para X
(muito nítido em grãos espessos). Não se detectou a variedade quiastolita ou outra qualquer,
rica de inclusões. Estas, quando presentes, são em geral fileiras de cavidades contendo líquido e
gás. O aparecimento esporádico de andaluzita no Recente constitui indício de contaminação com
material do Barreiras, geralmente próximo.
Apatita - mineral raro e confinado ao Recente. Clástico. A escassez deve ser atribuida
à solubilidade e baixa dureza do mineral. Pode ser confundido com barita, topázio e andaluzita,
deles se distinguindo por sua forma redonda ou oval, elongação (-) e ocasional detecção
de caráter uniaxial (-). Inclusões são raras.
Anfibólio . ver hornblenda e tremolita.
Aragonita - provável componente de carapaças de microrganismos e fragmentos de
conchas que contaminam os resíduos recolhidos em fundo de mar e desembocadura de rios,
praias e planícies próximas ao mar. Normalmente tem hábito fibroso, produzindo figuras de interferência
próprias de agregado.
Augita - ver diopsídio.
Barita - mineral autígeno, encontrado apenas em amostras de poços profundos escavados
em planícies de inundação e pantanos no Recente. Aparece em grãos de formas altamente
irregulares ou tendendo a losangular. Distinguida opticamente por sua transparência, índices
próximos a 1,64, carát~r biaxial, extinção simétrica (em grãos losangulares) e distribuição
de cores de interferência sugerindo hábito placóide e clivagens dissecadas. A barita deve as formas
irregulares provavelmente à forma dos interstícios em que foi originalmente cristalizada
como cimento.
Biotita . mineral clástico muito comum em certos horizontes de pesados, mas também
contaminando frações leves do Recente ou Barreiras. Em alguns locais chega, juntamente
com a moscovita, a constituir o único material pesado. Aparece em grãos placóides de contorno
irregular ou arredondado, quase sempre jazendo sobre ótima clivagem e, nestes casos, aparentando
isotropia e ausência de pleocroismo. A figura de interferência uniaxial (-) (ou biaxial de 2V
pequeno) confirma a diagnose. A cor transmitida pode ser parda ou verde sujo, quando o mineral
está fresco. Entretanto é bem mais freqüente uma das formas de alteração; hidrobiotita,
vermicu, lita clorita, bauerita (placa opalina limonítica). Nos primeiros dois casos o mineral conserva
certa birrefringência (verificada apenas na figura de interferência) e, macroscopicamente,
aparece em plaquetas prateadas confundindo-se com moscovita. Cloritizado, o mineral passa a
esverdeado claro, pardo claro, alaranjado ou sépia, tornando-se quase isótropo ou formando
agregados microcristalinos. Baueritizada a biotita torna-se parda ou incolor, isótropa, observando-se
freqüentem ente impregnação de limonita que a deixa quase opaca. No Barreiras só foram
encontradas formas arredondadas, transformadas em agregado clorítico pardo alaranjado ou ainda,
bauerita.
Brookita . mineral extremamente raro, possivelmente confinado ao Barreiras, onde
deve ser autígeno. Cor amarela, laranja ou pardo, índices muitos altos, fracamente pleocróico,
estriado. Dispersão fortíssima não permite que o mineral se extinga ou forneça figura de interferência
definida.
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68 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Calcita. provável componente de microrganismos e fragmentos de concha onde é
reconhecida por foIte birrefringência e figura uniaxial (-). A distinção com aragonita pode ser
tentada com líquidos de índice de refração 1,67 (no de calcita = 1,658 Ny, Nz de aragonita =
1,680, 1,685). Em algumas raras amostras de poços profundos, a falta de estruturas orgânicas
faz supor ser o mineral formado em cimento.
Cianita - mineral elástico muito comum e característico do Recente. Praticamente
inexistente no Barreiras do Rio Doce podendo se supor então que seu aparecimento em preparados
do Barreiras se deva a contaminação em laboratórío. A maior parte das cianitas observadas
são facilmente reconhecidas por seu hábito alongado e freqüente contorno retangular de
vértices abrandados. Também, por linhas internas de clivagem quase normais ao alongamento.
Altos índices (Nx e Nz=1,72-1,73). Parte dos grãos alongados cai sobre clivagem 100 e dão
IBixa birrefringência, extinção oblíqua (Z;c = 300) e figura de bicetriz aguda quase centrada.
Outra parte pode cair sobre clivagem 010 e, neste caso, o grão prismático produz birrefringência
mais alta e extinção quase reta. Normalmente é incolor com inclusõesesparsas mas pode aparecer
carregado de material carbonoso a ponto de quase não transmitir luz. Observaram. se alguns
prismas fortemente deformados por torção sem fratura, o que atesta maleabilidade do mineral.
Cloríta - ver biotita.
Cloritóide - Mineral elástico, muito raro, encontrado em alguns preparados. Reconhecido
por altos índices, cor esverdeada clara, várias clivagens, baixa birrefringência e caráter
4»tico biaxial.
Cordierita - Mineral elástico de presença confirmada no Recente. Sua freqüência é
porém ignorada devido à difícil diferenciação de quartzo e plagioclásio. Tipicamente incolor,
arredondado, com geninações divergentes e fitas de alteração sericítica.
Corindon - Mineral elástico muito raro. Ocorre tanto no Barreiras, como no Recente.
Forma grãos irregulares pouco desgastados, incolores, com raras inclusões. Reconhecido por altos
índices (No=1,77) ecaráteruniaxial (-).
Diopsídio - Mineral elástico raro e adstrito ao Recente. Forma grãos irregulares ou
algo alongados, quase sempre muito corroidos por solução, dando pontas serrilhadas. Reconhecido
pelos índices (Nz=1,68-1,72) e forte extinção inelinada (Z;c=42-48 O), linhas de clivagem
interna, fibrosidade e inclusões. Incorpora-se nesse ítem, juntamente com o diopsídio, verde
claro a incolor, também a augita, piroxênio mais raro nos sedimentos e reconhecido por aquelas
propriedades ópticas e cor de transparência pardo claro.
Dumortierita . Curioso mineral elástico encontrado em apenas um preparado do
Barreiras. Forma grãos -prlBmáticos estriados, fortemente pleocróicos em violeta ou carmim.
Distinguem-se da turmalina por absorver luz mais intensamente na direção de alongamento, e
maior índice.
Enstatita - ver hiperstênio.
Epidoto - Mineral elástico comum apenas no Recente. Em geral forma grãos angulares
idiomórficos ou ainda. irregulares ou sub-arredondados, aproximadamente equidimensionais.
Caracterizado pelos índices altos (Nz=1,70-1,78) e figura de interferência biaxial geralmente
com dispersão. Aqui se incluem, além do epidoto comum, também as formas menos
ferríferas de: clinozoisita (incolor) e zoisita (incolor a róseo), ambas menos birrefringentes e
menos comuns que o epidoto, bem como, ocasionalmente, a allanita, parda.
Espinélio - Mineral elástico raramente encontrado, tanto no Barreiras como no
Recente. Ocorre em grãos irregulares, desgastados, isótropos. Só foram reconhecidos como espinélio
os grãos verdes (pleonasto) mas é possível que alguns grãos incolores tenham sido incorretamente
contados como granada.

COUTlNHO
Estaurolita -Mineral elástico bastante comum no Recente e, praticamente ausente no
Barreiras do Rio Doce. Pode aparecer tanto em grãos idiomórficos (prismas truncados por pirâmides),
achatados em (100) como em grãos irregulares quebrados, raramente arredondados.
Geminação é comum. Caracterizado por fraca birrefringência, caráter biaxial com alto 2V, leve
dispersão, altos índices (Nz=I,746 e pleocroismo característico) incolor (X) a amarelo alaranjado
(Z), raramente amarelo palha ou pardo avermelhado. As inclusões são comuns, esparsas ou concentradas
podendo deixar o mineral quase opaco. Neste caso, ao contrário da regra citada em
Krumbein e Petijohn, o hospedeiro tem cor mais clara que a usual.
Fibrolita - ver sillimanita.
Granada - A variedade almandina é clástica, relativamente comum em frações pesadas,
especialmente as grosseiras, do Recente. Sua freqüência entretanto, é menor que a esperada
em vista da abundância de kinzigitos altamente granatíferos, que ocorrem próximo, e
rocha fonte potencial. Grãos arredondados por abrasão são raros ou inexistentes. Quase sempre
forma grãos irregulares, angulosos, com fraturas côncavas e cantos agudos. São também freqüentes
os grãos de formas bizarras e com superfícies picotadas em retângulos ou losângulos, ou
ainda cobertas de mosaico de facetas ou montículos arredondados. Estes aspectos são sugestivos
de instabilidade e solução após deposição. Apresenta altos índices, isotropia e cor rósea elara
transmitida em grãos de 125 a 250 micra. Pode entretanto aparecer também em grãos incolores
ou, num outro extremo, em cor rósea muito carregada, até quase vermelho.
Feldspato - Constituinte elástico sempre presente na fração leve, especialmente a
fina, de sedimentos recentes. No Barreiras é praticamente inexistente. Alguns raríssimos grãos
encontrados em lâminas de Barreiras poderiam derivar de contaminação de laboratório. O feldspato
é mineral útil no sentido de que informa sobre a maturidade mineralógica do sedimento.
Sua ausência no Barreiras indica aquela condição. Entretanto não se pode atualmente informar
se o desaparecimento se deve a causas anteriores ou posteriores à deposição. A primeira alternativa
é bem provável já que não se encontram corpos de feldspato caulinizado, nos preparados.
Em areias recentes, com provada contribuição do Barreiras, o feldspato potássico aparece em
formas esqueléticas, límpido, sugerindo cristalização autígena em cimento. Mas o caso requer
exame mais cuidadoso pois poderia se tratar deformas de dissolução. Em casos normais o feldspato
é facilmente reconhecido em lâmina por su~ forma angulosa a sub-angulosa, turbidez,
clivagens, geminação e índices inferiores ao líquido de montagem (1,544). O último caso corresponde
ao tipo mais abundante, potássico (microclínio ou ortoelásio). Na forma menos freqüente,
de plagioclásio, o mineral pode ocorrer com composições desde oligoclásio sódico até labradorita,
esta, muito rara. O plagioclásio requer cuidado especial já que alguns termos (oligoclásioandesina)
têm índices superpostos aos de quartzo.
Hastingsita - ver homblenda.
Hematita - Mineral opaco elástico ou autígeno, relativamente comum no Recente ou
Barreiras. Reconhecido à luz refletida por brilho metálico ou terroso, cinzento avermelhado.
Hiperstênio - Mineral elástico encontrado em pequena proporção e apenas no Recente.
Outro mineral esperado com maior freqüência dada a larga distribuição de rochas chamockíticas
próximas. Tem aspecto microscópico variado, desde. grãos prismáticos estriados, incolores
(estatita, mais raro) até formas tendendo à prismáticas, irregulares e por vezes altamente
corroidas (hiperstênio, mais comum). Como hiperstênio, apresenta pleocroismo característico,
fraco ou forte, dependendo do teor ferro e espessura do grão (X = rosa, Y = amarelo, Z = verde). O
hiperstênio se caracteriza ainda pela fraca birrefringência, altos índices (Nz= 1,67 a 1,73), extinção
reta, e, algumas vezes, pela ocorrência de inclusões placóides pardas, orientadas transversalmente ao
alongamento do hospedeiro. Este último tipo parece origem em norito, antes, que em chamockíto.
Alguns grãos se encontram totalmente alterados em agregado fibroso com plaquetas pardas.
-
Homblenda - É o elástico mais abundante e característico das frações pesadas do
69

70 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLbGIA
Recente, onde atinge normalmente valores entre 40 e 80%, especialmente nas frações grosseiras.
Raramente encontrado em preparados do Barreiras (contaminação de laboratório ?). Constitui
por isso, índice seguro de proveniência da amostra. Sua origem só pode ser atribuida a denudação
recente do Cristalino, embora seja difícil localizar áreas atuais pré-cambrianas suficientemente
ricas de homblenda. Para explicar sua abundância no sedimento será necessário imaginar
um mecanismo de seleção e concentração especiais. Englobam-se aqui, no ítem homblenda,
todos os tipos de clino-anfibólios coloridos. Caracterizam-se por forma prismática controlada
por elivagens, extinção inelinada em angulos de 0-20° e pleoçroismo em tons de verde (pequena
parte dos grãos pode produzir pleocroismo em pardo ou verde-azul). A intensidade da cor é
muito variável, desde quase incolor (tremolita-actinolita, cummingtonita) passando por verde
médio, a mais comum, até verde escuro, quase opaco em grãos espessos. As formas menos
coloridas, aproximando-se de tremolita mostram menores índices de refração e, algumas vezes,
forte estriação transversal (partição 001). As mais coloridas e escuras costumam mostrar caracteristicas
de hastingsita ou ferro-hastingsita: 2V (-) pequeno e dispersão. Não foi observado
qualquer grão de anfibólio sódico típico. Os tipos são semelhantes aos encontrados em granodioritos
gnaissosos, granitos e chamockitos, próximos. Ressalta-se que, em sedimentos, as
homblendas parecem em geral apenas desgastadas mecanicamente. Em apenas algumas ocorrências
em poços, as homblendas apresentam-se com forte corrosão química, caracterizada por terminações
profundamente denteadas.
Ilmenita - é o elástico opaco mais comum de areias recentes ou terciárias. Caracterizado
por fraco magnetismo, brilho metálico preto e formas tendendo a placóides, mais ou
menos desgastadas. É freqüente a ocorrência de ilmenita incluindo finas placas retiHneas transparentes
(rutilo ?) que parecem dividi-Ia em setores quando observada em luz transmitida.
Comumente se encontra parcialmente alterada em leucoxênio.
Leucoxênio - mineral opaco formando agregado terroso, refletindo em cor branca.
Encontradiço em formas autígenas, desenvolvidas preferencialmente sobre opacos titanados (ilmenita)
ou constituindo corpos inteiros de origem desconhecida.
Limonita - mineral opaco terroso, amarelo a pardo em luz refletida. Mineral bastante
comum, possivelmente autígeno (alteração de máficos), especialmente no Barreiras.
Magnetita - mineral elástico opaco, pouco abundante. Fortemente magnético, brilho
metálico cinzento e formas irregulares ou octaedros achatados ou arredondados.
Marcassita - mineral autígeno, opaco, amarelo, desenvolvido em agregados dentro e
sobre o que se presume ser fragmentos vegetais em determinados níveis de poços no Recente.
Monazita - mineral clástico especialmente abundante no Barreiras onde pode constituir
até 50% dos pesados transparentes mais grosseiros. Está presente em quantidades restritas
e de distribuição irregular também no Recente. Um aumento anormal de sua quantidade
nas areias recentes pode indicar contribuição do Barreiras (ver poço PRD 2 gráfico 3). Aparece
quase invariavelmente em grãos equidimensionais bem arredondados, de cor transmitida amarelo
claro, fracamente pleocróico e altos índices de refração (Nz = 1,84) e birrefringência. Confundese
com zircão, epidoto e xenotima. Do primeiro se diferencia pelo hábito, cor e pleocroismo. Do
segundo, pelo tom de cor amarela e por índices mais altos, bem como por ser biaxial de 2V (+)
pequeno. Do terceiro só pode ser diferenciada seguramente pela determinação de índices embora
um operador bem treinado possa avaliar para a xenotima, uma birrefringência maior e relevo
variável em montagens de líquido 1,64.
Microclínio - ver feldspato.
Moscovita - mineral elástico, constituinte comum de frações leves ou pesadas do
Recente, onde pode se concentrar excepcionalmente, embora sempre em quantidades subordinadas
às de biotita. Facilmente diagnosticada pela correta interpretação do hábito e elivagem
placóide, transparência, baixa cor de interferência na direção normal às placas e figura biaxial (-)
bem centrada.

Ortoclásio - ver feldspato.
courlNHO
Pirita - mineral opaco ocasionalmente encontrado em amostras do Recente como elástico
arredondado. Em agregados espinhosos é mais freqüente e, certamente autígeno. Reconhecido
pela cor de reflação amarelo, latão e parateado.
Piroxênio - ver diopsídio e hiperstênio.
Plagioclásio - ver feldspato.
Pleonasto - ver espinélio.
Quartzo - mineral clástico dominante em qualquer fração leve, tanto do Barreiras
como do Recente. Tem formas variadas, normalmente sub-angulosas. Entretanto, pequena porção
de muitas amostras do Recente exibem quartzo em forma perfeitamente arredondada em
contraste com os demais grãos do mesmo preparado. Uma explicação para o fenômeno se basearia
na contribuição de sedimentos retrabalhados (Barreiras) mas não existem outras evidências
mineralógicas nos mesmos preparados, que suportassem a idéia. Possivelmente o quartzo
redondo proviria de áreas mais afastadas do cristalino. Facilmente reconhecido pela transparência,
índices e caráter óptico uniaxial (-). Alguns grãos podem ser turvos e outros, ricos de inclusões,
especialmente agulhas de sillimanita. Não foi encontrada qualquer evidência de crescimento
secundário mesmo nos grãos de deposição mais antiga (Barreiras).
Rutilo - mineral elástico encontrado em pequenas quantidades, tanto no Barreiras,
onde é mais comum, como no Recente. Em fragmentos prismáticos, profundamente estriados.
Facilmente identificado por altíssimo relevo (que o deixa por vezes quase opaco), altíssima cor
de interferência, extinção reta e cores de absorção: amarela, laranja, vermelho ou pardo. O
pleocroismo também é característico, absorvendo com mais intensidade na direção do prisma e
estrias. Algumas variedades pardo acinzentadas, muito escuras, podem ter sido confundidas com
outro mineral (columbita ?).
Serpentina - forma raros agregados de difícil identificação.
Siderita - mineral autígeno, comum em amostras recolhidas do interior de poços no
Recente. Apresenta-se como agregado espinhoso em geral fortemente limonitizado, quase opaco.
Dificilmente identificada. É necessário observar variações de relevo em cantos agudos mais transparentes,
sob forte .iluminação polarizada. Neste caso observa-se que um índice fica próximo a
1,64 e o outro é mais alto. Em certas frações grosseiras o mineral oferece exame mais fác.il quanto
mais lúnpido. Aparece então, em prismas terminados por romboedro escalonado, ligeiramente
estreitados na cintura. O mineral ocorre em cristais i&olados mas é muito mais comum em interpenetrações
de dois indivíduos (semelhante a geminado de estaurolita), três indiv{duos ou ainda
maior número, criando-se assim o aspecto de agregado espinhoso. O mineral deve sua cristalização
a condições possivelmente especiais de solubilização de carbonatos (microorganismos) e
de minerais máficos (granada, homblenda ?).
Sillimanita - mineral clástico comum, tanto no Recente como no Barreiras, o que
atesta sua grande estabilidade, não muito reconhecida na literatura especializada. Forma grãos
quase sempre prismáticos muito alongados, incolores, fortemente birrefringentes, extinção reta e
com relevo fraco no líquido de montagem 1,64. Um dos indices, Nx, é apenas levemente superior
ao líquido. As inclusões não são comuns. Algumas vezes o prisma parece dividido transversalmente
por fratura reta que permite a extinção de duas metades em posições levemente diferentes.
Uma forma comum de mineral é a fibrosa (fibrolita) ocorrendo em tufos e agregados sub
paralelos de prismas muito finos.
Titanita - elástico raro e restrito ao Recente. Grãos arredondados de alto índice e forte
birrefringência e dispersão.
71

72 ANAIS DO XXVI/1 CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Turmalina - mineral clástico de freqüência irregular, por vezes muito abundante em
preparados do Barreiras. Aparece, em quantidades restritas, no Recente. O mineral apresenta
hábitos e cores divergentes conforme a ocorrência. No Barreiras são mais comuns os grios de
turmalina parda, relativamente claros, bem arredondados. Turmalina verde em prismas i

COUTINHO
FOZ DO RIO DOCE
GEOLOGIA E LOCALIZACÃO DE AMOSTRAS DE SEDIMENTOS
.....
~

74 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Flg. 1- RELAÇAo FREoutNCIA
- GRANULAÇAo (BARREIRAS)
(. __tr.. ..p.r...t
ANATÁSIO _UZITA -"ZITA SlLL.A8IITA
F;g 3 - FREQÜfNCIA DE PESADOS EM POÇOS PROFUNDOS
ifrac:60 125-250 ,1.1)
~Hornbltftdo
L E G E N ~...
,'lIIanazlta,Si._ta
/'
//~
GraraodO.EpidolO
Cianila,E,t-.;llitQ
/,".Zire60eTurmallna
Fig 2-RELACÃO FREOUÊNCIA - GRANULAÇÃO (RECENTE)
(24 amo.trO' disperso,)
CIANITA EPIDOTO SlLLIMANITA
da, estaurolita. granada) e resultante concentração de ultra estáveis (zircão, rutilo. turmalina).
Discute-se muito na literatura recente sobre a importância de soluções intra.estratais como

C2
u .
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...
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u.... . I ~~~~~Iino
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... . · .Monazito
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COUTlNHO 75
F"19.4 - FREQÜÊNCIA DE PESADOS AO LONGO DO
RIO DÔCE E OCEANO ATLÂNTICO PRÓXIMO
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SEI
.Harnblondo
causa de diversificação de minerais. No caso atual, há evidências favoráveis e desfavoráveis. Assim,
p.ex., -as curvas de freqüência X profundidade (Fig. 3) para diversos minerais do Recente
(especialmente os mais solúveis) são erráticas e não mostram sinais de decréscimo regular em
profundidade, invalidando de certo modo a tese de solução intra-estratal. ContraditoriamEnte,
alguns minerais semi-estáveis, comuns no Recente; epidoto, estaurolita, granada e outros ins.
táveis; diopsídio, hiperstênío, mostram freqüentemente contornos denteados, cavidades geométricas
de solução, formas ~queléticas, atestando uma forma de dissolução intra-estratal incipiente.
E certo porém que o mineral dominante do Recente, a pouco estável homblenda, quase
nunca mostra evidências de dissolução. Resta ainda informar a preBença obrigatóriA e comum dli
andaluzita detrítica no Barreiras e sua ausência no Recente (salvo contaminação).

76 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Conclui-se que o Barreiras e o Recente devem ter contado com diferentes fontes
alimentadoras ou, alternativamente, diferentes condições de exposição do corpo alimentador;
segundo esta última hipótese seria possível explicar a ausência, p.ex., de estaurolita e granada no
Barreiras terciário por intensificação de processos intempéricos no regolito alimentador àquela.
época. Para explicar a abundância de andaluzita no Barreiras, e sua extinção no Recente poderse-ia
imaginar que, no Terciário, foi totalmente erodido um nível do Cristalino rico em rochas
àndaluzíticas (metamorfismo de baixa pressão). Uma última hipótese, fonte alimentadora do
Barreiras representada por sedimentos pré-terciários retrabalhados, não encontra suporte nos
conhecimentos geológicos de campo.
Pequenas áreas do Recente, contíguas ao Barreiras, mostram feições intermediárias
entre as duas formações no que diz respeito à mineralogia. O fato é discutido adiante.
De qualquer modo, quase todo o sedimento recente é derivado de fonte independente
e, mineralogicamente, bem diversa do Barreiras. Tudo indica que esta fonte deva ser o Précambriano
mais interior, drenado pelo Rio Doce, como a seguir se discute.
Fonte dos sedimentos recentes do Delta
Nas Tabelas e Figura 4, podem ser comparadas' as análises mineralógicas de sedimentos
do Recente superficial do Delta, com médias de análises de amostras recolhidas em
vários perfis no fundo do Rio Doce, desde Colatina até a foz, num percurso de, pelo menos, 150
km.
As similaridades são altamente sugestivas de ligações genéticas. As proporções
minerais em Colatina, em pleno Cristalino, e no Recente superficial do Delta, apresentam as
mesmas ordens de grandeza nas seqüências idênticas. Acresce ainda notar que as composições
tomam-se mais e mais parecidas a medida que a sedimentação progride rumo leste para a foz.
Assim é que, a análise do sedimento na foz do Rio Doce é perfeitamente comparável ao da média
do Recente superficial, especialmente quanto ao teor de hornblenda.
Conclui-se portanto que os sedimentos do Recente do Delta do Rio Doce provêm em
sua quase totalidade de areas-fonte situadas no Cristalino a oeste.
Assumindo esta conclusão como provada, restaria explicar certas anomalias mineralógicas
observadas. A listagem abaixo compara valores aproximados, médios, recalculados para
os principais minerais pesados não micáceos e não opacos no Pré-cambriano e no Recente. A
análise do Pré-cambriano foi extraída de outro trabalho do autor nestes Anais e inclui amostragem
ao longo do Rio Doce e regiões próximas até Governador Valadares.
Pré-cambriano Recente* *média de frações
Apatita 6,5 pr
Cianita 0,0 6,0
Diopsídio 13,0 pr
Epidoto 1,5 4,5
Espinélio pr pr
Estaurolita 0,0 4,0
Granada 35,S 3,5
Hipertênio 25,0 0,5
Homblenda 9,5 49,0
Monazita 0,0 2,0
Olivina pr 0,0
Rutilo 1,5 1,5
Sillimanita 3,0 8,0
Titanita 1,5 1,0
Tremolita pr 1,0
Turmalina pr 3,0
Zircão 3,0 16,0
- 100,0 100,0
pr presente

COUTINHO 77
A classificação seletiva evidentemente explica a concentração nos sedimentos de
minerais ultra-estáveis ou semi-estáveis cianita, estaurolita, monazita, rutilo, sillimanita, turmalina,
zircão. Alguns deles são muito raros no Cristalino e outros nem mesmo foram encontrados
em seções delgadas.
A mesma seleção também explica parcialmente a brusca queda de concentração e
eventual desaparecimento de outros menos estáveis ou instáveis; apatita, diopsídio, granada,
hiperstênio, olivina, titanita.
Algumas interrogações ainda persistem. É difícil entender as quedas de concentrações
em mais de 1.000% dos abundantes hiperstênios e granadas do Cristalino, ao passarem
estes minerais para os sedimentos contíguos, mesmo considerando a granada um mineral instável,
e o hiperstênio talvez mais ainda. Não se compreende também a elevação de teor do
mineral instável epidoto.
Acima de tudo é difícil explicar o mecanismo que levou à espetacular concentração do
mineral instável hornblenda, pesado característico dos sedimentos recentes, Uma explicação possível
para o fenômeno hornblenda (e talvez epidoto) residiria na amostragem imperfeita do Cristalino.
É provável que numerosas áreas de anfibolito intemperizável não tenham sido wrostras
por efeito de ausência de afloramentos frescos. Poderia também ocorrer que a maior massa de
hornblenda tenha sido carreada de áreas mais ricas de rochas anfibolíticas a montante de Governador
Valadares. Segundo mostra a Figura 4, a hornblenda é mineral que tende a se concentar à
medida que o Rio Doce caminha de Colatina até á foz. Seria admissível que, a partir de um
baixo teor, à altura de Governador Valadares, por diminuição de outros minerais mais instáveis,
tenha a hornblenda finalmente se concentrado nas altas proporções em que se encontra no Delta.
Variações nos sedimentos recentes
Os resultados de análises de minerais pesados e relações minerais mostram que os
sedimentos recentes do Rio Doce receberam esporadicamente, contribuições de material do
Barreiras. Algumas análises mineralógicas de amostras do Recente, recolhidas em pontos
próximos (até 5 km) do contato com o Barreiras, mostram claramente a mistura, através de um
ou vários dos seguintes característicos; a) aparecimento, em proporção anômala, de minerais
típicos da associação Barreiras: anatásio, andaluzita, monazita, rutilo, sillimanita, turmalina,
zircão; b) diminuição de teor, até quase desaparecimento, de hornblenda; c) aumento da relação
QL!Fd.
As áreas superficiais em que o fenômeno foi observado, próximas ao contato do
Barreiras-Recente, parecem mostrar que o contacto Barreiras-Recente não é realmente tectônico
como se tem sugerido, e sim, erosional.
O mesmo fenômeno de mistura expresso entre outras características pela diminuição
do teor relativo de hornblenda é também ressaltado pelas análises de amostras a partir de 9 km
de profundidade dos poços PRD-2 e PRD-20 (Fig. 3), escavados no Recente, próximos ao contacto
com o Barreiras. Estes poços confirmam que a mistura, ocorria também em época mais
remota. Nos poços escavados a mais de 2 km do contato Barreiras a lina de ÍPeqüência da
hornblenda é mais constante (com pequena perfuração entre 20 e 25 m no poço PRD-IO).
Igualmente o fundo do Oceano Atlântico até 50 km a E da costa, entre as Lat do
extremo N e S do Delta, mostram, segundo análises de amostras RD, algumas evidências de
contribuição de Barreiras. O fato, atestado por um ou vários dos característicos atrás citados,
também foi observado em leve proporção em areias superficiais da praia atual. Mas é muito
evidente quando se observa a Figura 4, mostrando leve mas nítido incremento de associações do
Barreiras logo após a dejecção na foz do Rio Doce. No caso em foco, é provável que a contribuição
tenha se efetuado por correntes carreando material, do sul ou do norte, de locais onde o
Barreiras está sendo diretamente erodido pelo mar.
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DETERMINAÇÃO ROENTGNOGRÁFICA DAS OLIVINAS
POR d112 E PELAS DIFERENÇAS
6 d E D. ~(CuKa)
WILLIAM G. R. DE CAMARGO*, J. B. DE MADUREIRA FILHO*
ABSTRACT
The main purpose of tlús paper is to preoent a metllod for tIIe identification of i80morphous members of tIIe olivine group,
by tIIe use of linear diagrams. wlúch give an approximate idea of the quantitative cnemical composition. TI1ree pl1ysicaJ properti..
d112' t:,.
d {(dlOlO (quartz) - d1l2 (olivine)}and t:,. 29CuKq {(20112 (olivine) 20lOil (quartz) }are related witn cnemical oomposition. The diagrams
can be employed because it nas been proved a linear relationsnip between
d112' t:,. d and t:,. 2&CuK~ and cnemical composition.
RESUMO
o trabalno pretende, por diagramas lineares identificar nnsturas i80morfas de olivinas ferromagnesianas. dando idéia
aproximada de sua composição, sem necessidade da análise química quantitativa. Os gráficos apresentados indicam a variação das prolI'iedades
estruturais d112' t:,. d e t:,. 29CuK",em
é feita com auxilio de um padrão interno de quartzo.
função da composição quimica. A determinação das propriedades t:,. d e t:,. 28cuKq
A construção dos diagramas
relaçAo a variação da composição quimica.
se tornou possivel graças a comprovaçAo da linearidade de
d112' t:,. d e t:,. 28cuKq em
INTRODUÇAO
o nome olivina enquadra uma série de nesosilicatos que se cristalizam no sistema
rômbico. As substituições diadóquicas entre oscations ferro, magnésio, manganês e cálcio,
proporcionam o aparecimento de séries isomorfas completas, que representam minerais constituintes
de algumas rochas magmáticas. Assim, a determinação da composição química de uma
olivina é um indicativo do estágio da diferenciação magmática em que se formou. Além da
análise química convencional, a composição das olivinas pode ser estimada através das variações
nos valores de propriedades ópticas e estruturais, como atestam os trabalhos de Deer e Wager
(1939), Kennedy (1947), Poldervaart (1950), Yoder e Sahama (1957), Henriques (1958) e Jackson
(1960). Esta estimativa da composição química através de dados fisicos é extremamente útil,
principalmente, para casos em que a quantidade do material é insuficiente para o método químico.
No presente trabalho a composição química é estimada pelos seguintes valores estruturais:
d1l2,
· IG /USP
~ d e ~ 2e(CuKo:).

80 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
VALORES ESTRUTURAIS
Os valores dU2, 6. d e 6. 2& (Cukq) , representam respectivamente, a reflexão de
Bragg mais intensa, a diferença entre as reflexões mais intensas do quartzo (d1011) e da olivina
(dU2), a diferença entre 26112(CuKa) (olivina) e 26"1011(Cukct) (quartzo). A escolha da reflexão
dU2' para o gráfico de variação, em função da composição, deve-se em primeiro lugar, à sua intensidade,
e em segundo lugar, por apresentar valores convenientes para obtenção de 6. d e
6. 2& (CuKa) .
O fato da reflexão dU2 ser a mais intensa, faz com que o tempo de exposição aos
raios X seja minimo. No método do pó, em câmaras com diâmetro de U4,6 mm, exposições de
30' são suficientes para obtenção de bons filmes. Esse tempo pode ser reduzido com o uso de
câmaras com diâmetro menor, assim, para 57,3 mm e 28,65 mm os tempos são respectivamente
de 8' e 2', o que representa grande vantagem para a rápida obtenção de dados. Para o método
difratométrico as corridas são parciais e vão de 26° a 37°. Usando velocidade de 2°/min o difratograma
é obtido em 5 min, sem perda de tempo na preparação, revelação e secagem do filme
fotográfico. Em ambos os métodos, na amostra em estudo, deve ser adicionada pequena quantidade
de quartzo (15%), que age como padrão interno. Assim, no mesmo filme ou difratograma,
obtem-se valores de dU2 (olivinas) e d1011 (quartzo), que permitem o cálculo de 6. d
e 6. 2Q{CuKa) conforme as expressões:
6. d = dlOI1 (quartzo) -dU2 (olivinas)
6. 2~CuKa) = 2{}.112CuKa:(olivinas) - 2-&1010 CuKa:(quartzo)
Os valores de 6. d e ~:te (CuKQ) são usados em substituição aos valores das
dimensões da cela unitária (ao, bo, eo), de obtenção laboriosa e demorada.
LINEARIDADE DAS FUNÇÚES dU2. ~ d E ~ 2trCuKq
O uso dos valores estruturais nos gráficos de variação, só foi viável após a comprovação
de sua linearidade em relação a variação da composição química dos valores calculados
e interpolados dos pontos médios nos vários gráficos. Assim, para as olivinas ferromagnesianas,
onde os termos extremos são forsterita (Mg2 Si04) e faialita (Fe2Si04), foram construidos
diagramas de variação de ao, bo, co, dU2' !5. d e ~ 26CuK

2flt;uKa respectivamente,-em função da composição química.
(Ã)
(1)
2,4!50
1000/.
Grófico 2
FORSTERITA
LEGENDA
. Ponto médio
CAMARGO, MAOUREIRA FILHO 81
10,490 Grófico I
IO,4~0
10,~
4,800
4.7~0
100%
FORSTERITA
LEGENDA
. Ponto médio
1000/.
FAIALITA
.Olivino incluso em diamante
.----
(o.)
1000/.
100%
FAIALITA
80livino incluso em diamante
0,890
(Ã)
Grófico 3
(6d)
100% 1000/.
A Tabela 3 compara os valores interpolados e calculados dos pontos médios (composição
química com 50% de forsterita e 50% de faialita) de cada gráfico, mostrando a perfeita
linearidade dessas funções.
APUCAÇÃO
A verificação inicial das curvas de variação d1l2' ~ d e ~ 26cuKa: foi obtida
com uma olivina inclusa em diamante, cujos parâmetros unitários são:

82 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
110 =
bo =
Co =
4,785 A
10,222 A
6,025 A
A projeção destes valores no Gráfico 1 forneceu três valores de composição química
distinta cuja média foi de 69% de forsterita. Os demais gráficos de d1l2' l:1 d e l:1 26cuKQ
foram concordantes em 64% de forsterita, indicando validade dos diagramas elaborados.
TABELA 3
Valores interpoIados e calculados para os pontos médios
valor interpolado valor calculado
80 4,7865A 4,7865A
gráfico 1 bo lO,3360A lO,3360A
Co 6,0430A 6,0430A
gráfico 2 d112 2,4805A 2,4805A
gráfico 3 b,d Q,8625A O,8625A
gráfico 4 b,2-&CuKQ 9,540 9,540
(o)
10,0
9,20
Grâflco 4
100% 100%
BIBLIOGRAFIA
CAMARGO. W. G. R. &:MADUREIRA FILHO. J. B. - 1974 - N...
-
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SEQUÊNCIA CRISTALOGÊNICA DE INCLUSOES
SINGENÊTICAS EM DIAMANTE:
OLIVINA E GRANADA
CIRANO ROCHA LEITE.
ABSTRACT
Morphological and x.ray studies on olivine and gamet aystals included in diamond lead to the establishment of a possible
aystallogenic sequence between these two minerais, at the time of the inclusion processo From the x.ray diagrams ai the olivine erystals it
may be observed the statistical coincidence of the planes (110), (010) and (021) ai the inelusion and the (111) faces of the diamand, indicating
the existence of pre-formed olivine erystsllites. On the other hand, the irregular shapes shown by th08e aystals suggest a final morphology
imposed by the host diamond. In the case of the gamet inelusions it ia more frequent the oeeurrence ai irregular habits and anomalous moro
phologies, whieh denote a total influence of the diamond on the inclusion externa! habito This evidence pointa out that both inelusions are in
fsct singenetic, but probably the olivine aystals were grown, or began to grow, at an early stage in relation to the gama.
INTRODUÇÃO
Em geral, nos estudos sobre inclusões minerais em diamente, é freqüente a preocupação
dos autores apenas com a identificação ou a determinação da composição química do
material incluído. No entanto os dados morfológicos e a orientação relativa da inclusão no interior
do hospedeiro, podem igualmente fornecer dados importantes para a reconstituição da história
do diamante natural, desde a sua origem, até o seu aparecimento nas partes mais superficiais
da crosta. No presente trabalho estes dados são aplicados para o estabelecimento de uma
possível seqüência cristalogênica entre as duas inclusões minerais mais comuns em diamante:
olivina e granada.
MATERIAL E MÉTODOS
Foram selecionadas inicialmente, com o auxílio da lupa estereoscópica, cerca de 300
amostras de diamantes com inclusões, provenientes diretamente de garimpos localizados nas
regiões do Triângulo Mineiro (MG), Rio Tibagi (Pr) e Alto Araguaia (MT).
A preocupação tomada posteriormente, para a obtenção dos dados desejados, foi
elaborar um programa de trabalho que conciliasse a aplicação de métodos não-destrutivos e destrutivos,
no estudo de cada uma das amostras. Assim, utilizou-se primeiramente a microscopia
·FFCL/A

---
84 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
óptica que pennitiu, em alguns casos, a identificação grosseira do material incluído e a obtenção
de dados superficiais sobre a sua morfologia. Tal método foi também usado na seleção das
amostras mais interessantes a serem submetidas à difração de raios-X. Em seguida, empregouse
a técnica da microrradiografia, também conhecida como microscopia de raios-X, que possibilita
a localização da inclusão no interior do hospedeiro, substituindo os meios ópticos quando estes
não se aplicam, como é o caso de diamantes opacos ou translúcidos. Amicrorradiografiapode
fornecer ainda informações sobre a morfologia da inclusão e sua orientação com reSpeito ao
diamante, mas foi porém particularmente útil para a perfeita colocação do cristal incluído dentro
do feixe de raios-X, durante o estudo roentgenográfico.
A identificação final do material incluído foi possível por meio da determinação de
suas constantes unitárias, medidas em diagramas de preces são , segundo técnica já aplicada anteriormente
(Leite, 1972). Estes diagramas permitem ainda a determinação precisa das relações
de orientação existente entre a inclusão e o hospedeiro, dado este importante para o perfeito estabelecimento
do caráter singenético da inclusão. Após a identificação, a amostra já pode ser
sacrificada, o que se consegue utilizando uma pequena prensa onde, ao microscópio, pode-se
acompanhar o processo de fratura, sendo deste modo relativamente fácil destacar-se a inclusão
do hospedeiro sem o perigo de extravio do pequeno cristal incluído. As propriedades morfológicas
podem então ser determinadas e, por meio da medida das coordenadas polares das faces,
obtidas ao goniômetro de reflexão teodolítico, é possível estabelecer-se, com segurança, os índices
das formas cristalográficas presentes.
Inclusões de olivina
RESULTADOS OBTIDOS
Os cristais de olivina incluídos em diamante apresentam comumente formas geométricas
definidas, podendo o hábito ser equidimensional, prismático ou tabular, ocorrendo sempre
um arredondamento das arestas em virtude da presença de inúmeras facetas vicinais. Cristais
com forma esterna irregular são também possíveis de se observar, mas o tamanho reduzido
destas inclusões torna impraticável um estudo morfológico mais pormenorizado. As formas cristalográficas
mais comuns nas inclusões de olivina estudadas, segundo os dados goniomitricos,
são: (010), (110), (021), (011),(101), (001), (111) e (121). Cita-se ainda na literatura a ocorrência
das formas (032) e (041) (Harris, 1968).
Os cristais de hábito equidimensional são os que apresentam as arestas melhor
definidas e, em alguns casos, podem apresentar um hábito pseudo-cubo-octaédrico, isorientado
morfologicamente, ao diamante hospedeiro, fato este já observado por Mendelssohn (1971),
Harris e Henriques (1972) e Sobolev et alii (1972). Um estudo goniométrico dessas amostras
mostrou no entanto que tal hábito é decorrente da associação de formas cristalográficas próprias
da olivina, não se tratando portanto do caso de morfologia anômala, não compatível com a estrutura
interna do cristal.
Nas amostras de olivina com hábito prismático as arestas apresentam-se mais arredondadas
que nas amostras descritas anteriormente e as faces de maior expressão morfológica
são aquelas que se desenvolvem ao longo eixo do prisma que, na maioria dos casos, é constituído
pela direção (101) do cristal. Foi observada apenas uma amostra apresentando um hábito
tabular, decorrente do maior desenvolvimento do plano (001) da inclusão, dado este obtido
apenas por meio da difração de raios-X. A presença de inúmeras e minúsculas facetas vicinais
conferia a este cristal um contorno quase circular.
As relações de orientação entre as inclusões de olivina e o diamante, obtidas através
de diagramas de precessão, sugerem a existência de uma certa regularidade na orientação mútua
dos dois cristais, o que contraria as afirmações de Harris (op. cit.). Dos dados obtidos, verificou-se
que pelos menos uma face morfologicamente importante da olivina pode coincidir, dentro
de um limite de tolerância de ::t 60, com um dos planos (111) do hospedeiro e na realidade, constatou-se
em algumas amostras, que essa orientação aproxima-se bastante de uma das pos
síveis posições de epitaxia entre olivina e diamante, citadas por Giardini & Mitchell (1953),
Harris (1966) e Camargo e Leite (1969).
Se admitirmos a forma octaédrica como a forma de equilíbrio predominante durante o
-----

LEITE 85
aescimento do diamante natural (Hartman, 1953) e conseqüentemente o plano (111) do hospedeiro
como o provável substrato para uma possível orientação epitáxica da inclusão, é possível
determinarem-se os planos cristalográficos da olivina que irão, com maior probabilidade, assentar-se
sobre a superfície octaédrica do diamante, pela simples projeção dos polos (111) dos
diamantes estudados, sobre o estereograma da olivina, de acordo com os dados obtidos experimentalmente.
Tal projeção, obtida com os dados de 18 amostras (7 estudadas no presente
trabalho e 11 descritas por Harris, op. cit.), é mostrada na Figura 1. Representando-se esses
mesmos dados em diagrama ortogonal, tomando-se como ordenadas e abcissas as coordenadas
polares ~ e p, respectivamente (Fig. 2a), é possível verificar-se estatisticamente a concentração
anômala dos polos (111) do diamante em três regiões, cujas coordenadas coincidem com
as posições dos polos (021), (010) e (110) da olivina (Fig. 2b). Considerou-se, neste tratamento,
a multiplicidade dos planos da olivina, visto que a probabilidade de coincidência de planos de
ambos os critais aumenta em função desse fator.
Inclusões de granada
6
~~~O~
6 6 O
6tSJ
6&
e 06
6
O
6 60
O
6
O 6 6
6
O

cp.
86 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO OE GEOLOGIA
O
O O
00
O
a
o
'O
o
O
O
O
o
O
O
o o
O O
(b0
O
O
O
O
O
O
O
O
Cb
O
O
O
O
O O
O
O
O
10" 20. 30.
O
O O
00
Fig.2a - Mesmos dados mostrados na Figura 1, em
diagrama ortogonal.
O
Q
O
O
O
?
90
8
70"
60"
o o
DENSIDA.DE DE POLOS
Fig. 2b - Diagrama ortogonal mostrando a concentração
de pólos do diamante.
oompleto, oom apenas a parte mais próxima da superfície do diamante formada por faces irregulares
e terminando num vértice triplo. Na realidade essas faces irregulares constituem-se de
facetas vicinais da forma rombododecaédrica.
Comparando-se estes dados com os obtidos pela difração de raios-X e estabelecendose
as relações de orientação entre inclusão e hospedeiro (Fig. 3), é possível verificar-se que a
orientação sugerida pela morfologia predominante no cristal incluído é inoompatível com a estrotural,
aproximando-se, no entanto, da orientação do diamante (Fig. 4). Estas evidências iD-
(AI
I
I
I
_l--__
\
-
\ \\ \ , "'y..
- - - - PRINCIPAIS ZONAS DA OLIVINA
PRINCIPAIS ZONAS DO DIAMANTE
Fig.3 - Orientação relativa entre diamante e granada: (A) amostra 1 e (B) amostra 2.
/
'SI
\ ,
I
,
,
J
-1._ -

LEITE
dicam que a morfologia anômala nos cristais de granada pode ser devida à cristalização do
material incluído numa cavidade cubo-octaédrica pré-existente na superfície do hospedeiro. fato
este já ressaltado por Harris e Henriques (op. cit.).
tA}
.
\ \\\\ @
-r--
I
I
I
J @
~ -
----........
PRINCIPAIS ZONAS
- - PRINCIPAIS ZONAS . . o FACES OBSERVADAS
I \
I \
/ I
I I
t I.
I I
--1 J --
\ /
\ /
\. ,
"
, " /
MORFOLÓB'CAS
ESTRUTURAIS
Fig. 4 - Orientação morfo!ógica e estrutural das inclusões de granada (A) amostra! e (B) amostra 2.
CONCLUSÕES
Dos dados experimentais obtidos é possível concluir-se, primeiramente. que tanto a
olivina como a granada são inclusões singenéticas do diamante. pois a morfologia destes cristais
pode sofrer a influência do cristal hospedeiro.
O resultado do estudo sobre as relações de orientação entre olivina e diamante indica
porém que em muitos casos estes cristais devem apresentar-se sob a forma de núcleos de cristalização
ou mesmo cristais pré-formados. tendo portanto uma origem anterior ao processo de
inclusão, visto que as formas (110), (010) e (021), cujas faces coincidem com os planos (111) do
hospedeiro, constituem as formas de maior expressão morfológica nos cristais de olivina livremente
desenvolvidos.
No caso das inclusões de granada é de se supor. pelas evidências. a não existência de
núcleos de cristalização pré-formados. desde que a morfologia anômala. totalmente imposta pelo
hospedeiro só pode ser admitida como conseqüência do crescimento simultâneo dos dois cristais.
Das considerações expostas é lícito supor-se que a olivina cristalizou-se, ou iniciou a
sua cristalização, em estágio anterior ao da granada.
AGRADECIMENTOS
O autor deseja aqui registrar os seus agradecimentos à Dr8 H. Judith Milledge, do
University College London, pela assistência durante estágio naquela Instituição; ao CNPq, por
concenção de bolsa; e à FAPESP, pelo auxílio financeiro.
BIBLIOGRAFIA
CAMARGO, W. G. R. & LEITE. C. R. - 1969 . Olivine epituy in Brazilian diarmnd.. In: INTERNATIONAL CONGRESS OF CRYS.
TALLOGRAPHY. Stony Brook. N. Y., ~. CoL Abet. p. 36.
..,..
/
/
87

-----
88 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
GlARDINI, A. A. & MITCHELL. R. S.' 1963 - Oriente

PETROLOGIA E GEOQUtMICA DE RIOLITOS
ALCALINOS PRÊ-CAMBRIANOS DO
OESTE DA BAHIA
GIAMPAOLO SIGHINOLFI*, TEODORA M. L. CONCEIÇÃO*
ABSTRACT
Precambrian alkaline rhyolites from Westem Babia State have been studied for petrology and cbemistry. Original mineralogy
(esaentially quartz-feldspar phenocrysts immersed in a microcrystalline magnetite-rich matriz) like buli< chemistry, was strongly modified by
secondary processes (cataclastic metamorphism. hydrotermalleacbing, weatbering). These processes provoked complete sericitization and/or
microlinitization of feldspar and leaching of sodium and.a1kaline earths. Tho overall cbemistry suggests a pattern consistent with derivation from
material of near quartz-feldspar cotectic composition. This may represent a path of crustal fractionation of a partial melting within the continental
crust of material of K-rich granitic composition. Ancient basamental biotite-rich gneisses were considered tlle most probable stsrting material.
Possible correlations of this volcanism with the main tectonic events concerning the South-American shield were discuased and suggestions were
made that this episodo marks a line of discontinuity within the Brazilian plate due to tbe progresaive separation during tbe Precambrian between
some minor stable units because of differential shifting towards W.
RESUMO
Riolitos alcalinos pré-cambrianos extendendo-.. em direçAo aproximada NS, na área Ibitiara-Ibiajara da Chapada Diamantina.
foram caracterizados quanto à petrologia e química.
A mineralogia original (essencialmente representada por fenocristais de quartzo e feldspato imersos em uma matriz microcrista1ina.
rica em magmetita)da mesma forma que a química total, foi fortemente modificada por processos secundários de metamorfismo cataclástico.
hidrotermalismo e intemperismo. Estes processos levaram a uma sericitizaçAo completa ou microclinizaçAo dos feldspatos e lixiviação do
sódio e alcalinos terrosos em geral.
O carater químico, das rochas estudadas, sugeriu um padrAo consistindo em origem de material de composiçAo próxima da mistura
cotética quartzo-feldspato. Este fato pode representar um trend de fracionamento crostal de uma fusAo parcial dentro da crosta continental de
material de composição granítica, rico em potássio. Gnaisse e 8 biotita foram considerados oomo 08 mais prováveis materiais originais.
Poasíveis correlaQÕ8s do vulcanismo da área com a evolUçAo da tectânica do Escudo Sul-americano foram discutidas e sugestões
foram apresentadas, no sentido de que esae episixlio tivesse marcado uma linha de discontinuidade dentro da placa brasileira devido a separaçAo
progreasiva, durante o Pré-cambriano, entre unidades menores estáveis com deslocamento diferencial para OBste.
INTRODUÇÁO
Rochas vulcânicas ricas em potássio equivalentes em acidez a riolito-riodacitos da série
calco-alcalina, representam uma ocorrência relativamente rara. Tais riolitos não aparecem, por
exemplo, na série vulcânica alcalino-potássica de acordo com o esquema de classificação proposto
por Irvine e Baragar (1973) onde os traquitos potássicos foram considerados como possíveis produtos
de uma extrema diferenciação de magma subsaturado de alto teor em potássio.
Em geral, a gênese de todo tipo de vulcânicas sálicas alcalinas permanece como um dos
problemas mais difíceis da petroquímica ígnea. Diferenciação de um magma basáltico, fusão dentro
da crosta continental e mudanças químicas relacionadas com uma fase rica em voláteis são os
processos genéticos mais comumente propostos. Recentemente, associaçõe$ vulcânicas ricas em
potássio têm despertado novo interesse, considerando-se a relação de sua gênese com a tectônica
global e nesse contexto elas marcariam interações significantes de crosta-manto.
·IG/UFBa

90 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Este trabalho estuda a petrologia e química de extrusivas sálicas ricas em potássio, do
oeste da Bahia.
O principal interesse desse estudo é fornecer possíveis indicações de material fonte do
fundido alcalino e de alguns aspectos da tectônica do Pré-cambriano de uma parte do Escudo
Brasileiro.
GEOLOGIA GERAL E PETROLOGIA
Rochas efusivas ácidas aparecem em uma faixa aproximadamente N -S na região da
Chapada Diamantina, delimitada pelas cidades de Ibitiara (12° -12° 30'Lat. S, 42° -42° 30' Long.
W). As rochas de substrato, na área, constam, essencialmente, de rochas do Pré-cambriano Inferior
do Escudo Brasileiro e de metacsedimentos do Pré-cambriano Superior e, de acordo com as interpretações
mais comuns, essas últimas constituem parte de um orto-geossinclinal formado em tomo
de núcleos cratônicos estabilizados.
Os principais tipos litológicos caracterizando a região estudada, constam de massas
graníticas com características subvulcânicas, extrusivas ácidas e meta-sedimentos (metaconglomerados,
arenitos, filitos e siltes), atravessadas por veios de quartzo e diques de diabásio. A
faixa de extrusivas ácidas estende-se aproximadamente 60 km NW -SW e 8-10 km de largura, sendo
concordante com a tectônica regional e estrutura da área. A raridade de contatos visíveis diretos e a
presença de feições contraditórias, observadas entre as extrusivas e rochas vizinhas, junto com um
forte tectonismo superimposto, tornam extremamente problemática qualquer tentativa de reconstrução
estratigráfica. Shobbe Nhaus (1967) sugeriu que o vulcanismo ácido fosse relacionado com
um ciclo orogênico atribuído ao Pré-cambriano, compreendendo uma série geossinclinal argiloarenosa
preexistente.
Os episódios posteriores levariam ao estabelecimento das condições da bacia de deposição
nas margens do continente. O metamorfismo posterior de fácies xisto-verde envolveu todas as
formações, provocando intenso cizalhamento visível, particularmente, nas efusivas. Uma única
determinação de idade nas vulcânicas, através método K/ Ar (Tavora et alii 1967) dá um mínimo de
390 milhões de anos, datando, provavelmente, alguns processos secundários a que foram submetidas
todas as rochas. De fato, estudos mais recentes confirmam a idade pré-cambriana para o
episódio vulcânico.
Observações macroscópicas, permitem logo evidenciar os vários processos pósmagmáticos
(metamorfismo, alteração hidrotermal, intemperismo que têm contribuído para modificar
as rochas embora seja problemático, a partir dos vários efeitos obtidos, estabelecer que tipo
de processo é dominante em um dado ponto das rochas. Em todos os casos, a alteração, em geral,
aumenta progressivamente do centro para a periferia da formação. Dessa forma, as rochas mais internas
apresentam-se cinza escuras e com fenocristais não orientados euhédricos a sub-euhédricos
enquanto as rochas mais externas são mais claras ou avermelhadas, fortemente cizalhadas e os
fenocristais aparecem alongados e mostrando sinais de efeitos cataclásticos. Desde que o grau de alteração
aumenta progressivamente, qualquer distinção entre amostras simples e alteradas é bastante
arbitrária. Nesse trabalho, essa distinção será feita considerando-se tanto o aspecto mineralógico
como químico.
As rochas não alteradas são constituídas de fenocristais de quartzo e feldspato imersos
em uma matriz microcristalina formada por intercrescimento de quartzo, feldspato e apresentando
magnetita com biotita, titanita e zircâo como acessórios. Processos secundários levaram a uma
quase total sericitização e ou microclinização dos feldspatos acompanhadas pela neoformação de
epidoto, albita e calcita é hematita. Ortoclásio micropertítico é provavelmente a forma correspondente
de baixa temperatura da sanidina original. Fenocristais de anortoclásio permenecem em algumas
amostras, com uma provável modificação de seu estado estrutural, dessa forma o anortoclásio
aproxima-se de um padrão de microclina, segundo determinações de raios-X. A composição
de plagioclásio original varia de 4 a 27% de anortita, mostrando um certo decréscimo gradacional de
teor de anortita da porção norte a sul do corpo efusivo. Fortes acumulações, em algumas amostras,
de minerais secundários potássicos (sericita, microclina) sugerem que um metassomatismo alcalino
ocorreu pelo menos, localmente, durante o metamorfismo.
Notas analíticas

SIGHINOLFI, CONCEIÇÃO 91
Os elementos maiores e traços foram determinados por espectometria de absorção
atômica, através utilização do espectrofotômetro Perkin-Elmer, modelo 403. As determinações de
elementos maiores foram realizadas, utilizando-se o processo de decomposição sugerido por Bemas
(1968), modificado, porém, em alguns detalnes. Elementos traços foram determinados essencialmente
segundo Althaus (1966).
A precisão e produtividade dos métodos foram constantemente testadas com amostras
padrões da USGS e CNRS.
QUfMICA
A Tabela. 1 registra os dados de elementos maiores e traços para 34 amostras de rochas
vulcânicas. Os teores médios para os vários elementos e razões entre elementos foram calculados,
considerando-se somente as 25 rochas inalteradas ou muito pouco alteradas. O caráter químico dessas
rochas leva a classificá-Ias como riolitos alcalinos ou riolitos ricos em potássio de acordo com as
classificações comuns. A abundância relativa de alcalis, refletida pelos valores do índice agpaítico
(em tomo de 0,85-0,95) evidencia um trend alcalino mas também a falta de um caráter alcalino marcante.
Algumas variações na composição global (baixo teor em silica e altos teores de Ca, Mg e
Ferro) indicam que algumas amostras apresentam uma composição mais máfica (dacítica ou riodacítica).
Riolitos ricos em potássio, como foi visto', não são incluídos na série vulcânica potássica
definida por Irvine e Baragar (1971) que apresenta traquitos potássicos como membros finais.
Dessa forma, as vulcânicas sálicas potássicas muito raramente são encontradas genéticamente
correlacionadas com membros da principal série vulcânica potássica, a associação
shoshonita, caracterizada principalmente por rochas subsaturadas (basaltos potássicos), com os
termos mais diferenciados alcançando a composição de traquitos (ver vasta literatura, Baker et alii,
1964; Cosgrove, 1972, Mackenzie e Chappel, 1972). Entretanto, é comumente suposto (Gill, 1972)
que magroa de composição traquítica possa ser parente imediato de riolitos alcalinos.
Ab
. .
Or
S~RIE
POT'«SSfCA
70
A n
Fig. IA - Diagrama Normativo de Or-Ab-An. Os campos
das fases minerais e de composição de
feldspatos nas séries das rochas foram delimitados
segundo Girod & Lefevre, 1972;
Irvine & Baragar, 1971.
Fig.lB - Diagrama Molecular de SiOz, Alz03 e
Alcalis. PHz = 100kg/cmz (segundo Shairer
& Bowen, 1955, ° 1956. As composições mínimas
de quartzo e feldspato A, B e C foram
calculadas segundo Charmichael&
1963).
Mackenzie,
o diagrama Or.Ab.An (Fig, 1 A) m05tra li compo5içãodo feld5plito norm"tivQ. A
maioria das amostras caem no limite entre os campos de sanidina e anortoclásio, plotados segundo

92 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Girod e Lefevre (1972), como é normalmente encontrado para feldspato de rochas efusivas sálicas
alcalinas. As amostras que se apresentam dispersas por causa do teor de sódio abaixo da norma,
marcam os efeitos de processos secundários. Esses processos serão considerados em discussões poso
teriores com respeito a química, material forte e processos de formação das rochas.
Para a química total das rochas efusivas de Ibitiara, convém analizar suas variações
químicas em termos do sistema Na20.K20.AI203.Si02' Os novos cálculos desses quatro óxidos
para 100% molecular, foram efetuados. A Figura 1 B apresenta as variações de sílica, alumína e alo
calis combinados. A maioria das amostras não alteradas ou pouco alteradas são estritamente
agrupadas
dos sistema
dentro
K20
da zona cotética do quartzo definida pelos limites de Or-silica e Ab-silica tomadas
- Al203 - Si02 e Na20 - Al203 . Si02 em 1 atmosfera (Shairer e Bowen, 1955,
1956) e dentro da linha marcando a razão Na20 + K20/ Al203 como igual a unidade. Além disso, a
maioria das amostras caem perto da composição mínima quartzo-feldspato (ponto A), plotado de
Baileye Macdonald (1970), caracterizando junto com os mínimos B e C 3 seções, com alcalinidade
aumentando, do sistema Ab.Or.Q.Ac.Ns.H20 sob pressão de água de 1 kilobar, estabelecido por
Carmichael e Mackenzie (1963). Isto sugere que estas rochas, qualquer que seja sua origem,
aproximam-se de composição mínima quartzo.feldspato. Somente poucas amostras das rochas (ao
lado de amostras fortemente alteradas enriquecidas em silica) caem fora da zona cotética quartzo.
feldspato. Essas amostras revelam a presença de termos de composição mais básica (riodacítica).
Indicações similares podem ser mostradas em um diagrama normativo quartzo-albita-ortoclásio.
As variações na composição global das rochas efusivas podem ser evidenciadas, plotando-se
o fator (1/3 Si + K) - (Ca + Mg), conhecido como fator de diferenciação de EI-Hinnawi et alii
(1969) contra os elementos maiores principais e traços (Fig. 2).
0,8 . . . .
160
0,6
120 .
Ti02 \ .. . .
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(1/5 Si+K)-(Ca+Mt)
120
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10 11 12 13 111 I~ 18 17
(1/3 SI+K)-(Co+MI)
Fig. 2 - (Variação dos teores de elementos maiores e traços em função do índice de diferenciação).

l
..
5
2
. .
SIGHINOLFI, CONCEI ÇÃO 93
o potássio aumenta com este fator tão bem quanto o teor em sílica. O teor em alcalis
aumentando com a diferenciação é normalmente encontrado para a série de rochas vulcânicas alcalinas
(Jakes e Smith, 1970; Girod e Lefevre, 1972; Bauer et alii, 1973). O teor em potássio é cons.
tantemente maior que o teor em sódio mas a preponderância de potássio sobre o sódio é mais mar.
cante nos termos mais deferenciados para maiores quantidades de fenocristais de feldspato potássico.
Esta feição foi encontrada em ignimbritos (EI.Hinnawi et alü, 1969).
A maioria dos trends observados para elementos maiores e para elementos traços (Fig.
2) representam trends magmáticos típicos. Feições não magmáticas são normalmente devido a dis.
persão de amostras fortemente alteradas. Nesse trabalho, serão feitas algumas considerações a respeito
dos elementos traços mais significativos e razões entre elementos.
O teor médio em rubidio (150 ppm) está de acordo com os valores normais para rochas
graníticas porém o valor médio da razão K/Rb (352) é apreciavelmente mais alto que a média nos
granitos e que a média correspondente em rochas riolíticas (Ewart et alii, 1968). Isto é, em parte,
devido a valores anormalmente altos da razão K/Rb devido a uma certa diminuição de Rb em relação
ao K. O gráfico de K contra Rb (Fig. 3) evidencia estes fatos, indicando uma baixa coerência
entre os 2 elementos em -comparação com aquela encontrada para rochas magmáticas. Por esta
razão, é difícil dizer se K/Rb diminui com o aumento de K, uma observação que pode dar indicações
se o líquido residual foi obtido por fracionamento prévio de plagioclásio (Ewart et alii, 1968). Para o
caso de rochas mais alteradas, o processo hidrotermalpode ter sido responsável pela separação par.
cial de Rb de K desde que é bem conhecido que o material formado por hidrotermalismo apresenta
uma acumulação de Rb em relação a K (a Figura 3 mostra o trend hidrotermal pegmatítico de
Schaw, 1968).
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100 Rb (ppm)
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Llnh.. 111: IItrendl! de princlp.is roch.s fgneiu.
lon. PH: "trendll de pegm.tlto hldroterm.1
(segundo Sh.w. 1'68)
00"
",
Fig. 3 - Relação K/Rb nas rochas efusivas - Ibitiara.
"
500
,
, "
"
O teor em estrôncio (50 ppm) é notavelmente menor que para outras rochas graníticas e
este fato é refletido também nas razões extremamente elevadas de Rb/Sr. Duas causas podem ter
concorrido para o abaixamento do teor de Sr: primeiro, a taxa de fracionamento sob a qual o líquido
residual foi originado; segundo, processos pás-magmáticos (lixiviação hidrotermal e ou intemperismo).
A diminuição marcada de Sr é visível onde ocorrem também a lixiviação de outros elementos
como Ca, Mg e Na. Por outro lado, a diminuição progressiva de Sr no líquido residual ocorre, sem
dúvida, desde que em amostras não alteradas o estrôncio diminui fortemente com o aumento do
fator de diferenciação. A diminuição extrema de Sr em rochas efusivas sálicas é normalmente considerada
como resultado de um fracionamento (Weaver et alii, 1972) e mais geralmente de condições
hiperalcalinas na geração de magma (Nicholls e Carmichael, 1969).
Os teores em Pb e Li são especialme~te baixos, quando comparados com a média dos
teores em granitos (Taylor, 1969; Taylor e White, 1966) tal como com os valores para riolitos alcalinos
sálicos (Wedepohi, 1956; Ewart et alii, 1968; EI-Hinnawi et alii, 1969). Isto éWgDode nota
porque o Pb tende a ser normalmente concentrado em rochas sálicas ricas em potássio, apresentando
feldspato potássico no qual, Pb substitui, por diadocia. o K.
Teores médios em Ni (12.1 ppm) e Cu (18.4 ppm) estão fracamente em excesso em re.
lação aos valores normais para efusivas graníticas.
PH

94 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
1)
2)
3)
4)
CROSTA TERRESTRE
CROSTA SUPERIOR
CROSTA
MANTO
CROSTA
MANTO
CROSTA
MANro
DURANTE O PRE-CAMBRIANO
(grau geotérmico mais alto)
comportamento rígido
7- _ _ . _ __ _ __ _ _ __ _ _ _ _ ~ _ _ _ _ __ __ 7
comportamento plástico
DEPOIS DO PRE-CAMBRIANO
( grau geotérmico mais baixo)
comportamento rígido
~ distensão ~
-- - --- ~ distensão ~
T aumentando:~
!. L __!~_____
parcial
I .
ROCha~licaS
. .
.
~"'''''''~ ""''''~ ~~
~~I~_~~i~~~.~{!:~~~ _ _ _ ___
Fig.4 - Modelos de diferentes tipos de vuloanismocem áreas era tônicas.
EFEITOS DOS PROCESSOS POS.MAGMÁTICOS
Rochas basálticas
Segundo o exposto acima, uma grande parte das rochas efusivas sofrem transformações
mineralógicas complexas e algumas modificações abruptas da química devido a lixiviação de alcalinos
e alcalinos terrosos.
Condições de metamorfismo de fácies xisto-verde atuaram e deixaram algumas evidências
mas é extremamente dtlícil reconstruir a seqüência de alteração e atribuir os efeitos que cada
processo deixou nas rochas. O metamorfismo foi certamente responsável pela neoformação de albita,
calcita e epidoto e pela microclinização e sericitização de fases ricas em feldspatos potássicos
pré-existentes. Além disso, concentrações locais de minerais potássicos parecem resultar de reações
metassomáticas durante o metamorfismo.
O processo hidrotermal é grandemente difundido e é sem dúvida responsável pelos veios

SIGHINOLFI, CONCEIÇÃO 95
de quartzo abundantes (geralmente auriferos) que cortam as efusivas e rochas encaixantes. As
atividades cataclásticas e hidrotermal podem ser correlacionadas com a intrusão de massas graníticas
presentes na área mas o hidrotermalismo pode ser também somente correlacionado com o
metamorfismo de fácies xisto-verde. As principais modificações químicas podem ter sido conseqüência
de uma lixiviação hidrotermal, porém um intenso intemperismo tropical pode ter produzido
um material residual semelhante, rico em sÜica. Lixiviação de riolitos Pré.cambrianos foram previamente
estudados por Baker e Burmester (1970) que verificaram que a diminuição de alcalinos
terrosos foi acompanhada também pela da sílica como conseqüência da destruição de fenocristais de
quartzo. Este fato foi interpretado como devido ao pH elevado de soluções lixiviantes favorecendo a
solubilidade da sílica. No caso presente, a persistência de pórfiros de quartzo indica que as soluções
lixiviantes, qualquer que seja sua origem, tinha pH suficientemente ácido para impedir a mobilização
da sÜica confrmeseria esperado de soluções ácidas silicosas.
INTERPRETAÇOES GENÉTICAS E CONCLUSOES
A química das rochas efusivas sálicas de Ibitiara sugere um padrão consistindo com a
derivação de material de composição quartzo-feldspática ou próxima da zona cotética quartzofeldspática
e perto da composição mínima de quartzo. Isto pode representar uma etapa de fracionamento
de um magma mais máfico ou de um aumento de fusão parcial dentro da crosta continental
de material de composição granítica alcalina. As pequenas variações na composição podem evidenciar
que a cristalização fracionada tem atuado em alguma extensão, diferenciando o líquido sálico. A
produção de líquidos hiper-alcalinos de outros fundidos pela cristalização fracionada tem sido investigada
(Bailey, 1964; Bailey e Schairer, 1964; Bailey e MacDonald, 1969). Líquidos diferenciados
que se fracionam em direção a composição mínima aluminosa podem produzir riolitos alcalinos
supersaturados. Supõe-se também que magmas de composição traquítica possam ser parentes
imediato de riolitos alcalinos (Gill, 1972) mas relações de comportamento direto entre estas rochas e
outros membros da série ígnea rica em potássio não são normalmente observadas. Para explicar a
origem de líquidos subsaturados ricos em K, foram feitas sugestões de que estes líquidos fossem
gerados em profundidade (ver Bell e Powell, 1969; Wright, 1971)sendo correlacionados com eventos
maiores de tectônica continental, em geral seguindo modelos de colisão de placas crustais (Jakes e
Smith, 1970; Cosgrove, 1972; Mackenzie e Chappel, 1972; Barberi et alü, 1974). Rochas efusivas
potássicas caracterizam regiões orogênicas tardiamente estabilizadas (Joplin, 1968) tão bem como
áreas de tectonismo ativo de arcos de ilhas (Smith, 1972) onde escudos de crosta siálica afundando
no manto sofreram fusão parcial envolvendo uma fase micácea (provavelmente flogopita) respon.
sável pelo alto teor em K do fundido. Nesse trabalho, as evidências (colocação geológica, ausência
completa de rochas vulcânicas mais básicas de possível correlação) salientam a dominância de fusão
parcial dentro da crosta para produção do magma sálico alcalino. Muitas hipóteses podem ser
propostas visando estabelecer a possível composição do material original submetido a fusão parcial.
A tabela 2 registra uma lista de materiais crustais, a partir da literatura, considerados originais
para a produção de fundidos subsaturados ou saturados, ricos em K. Em nossa opinião qualquer
identificação com base em afinidades quimicas ou considerações geológicas do provável material
original que gera, através fusão parcial, um dado líquido, é extremamente problemático, desde que
as grandes convergências ou divergências na composição podem ser causadas por um grande número
de processos (movimentos tectônicos, transferência de volume, etc). Entretanto, algumas
observações (altos valores da razão K/Rb, de Ferro e dos teores de Cu e Ni) parecem indicar (são
somente hipóteses) que um antigo embasamento de gnaisse a biotita, com pouco Rb em relação a K
durante ciclos metamórficos repetidos, fosse o mais provável material original das efusivas estudadas.
Ê de grande interesse mundial tentar correlacionar episódios vulcânicos com a história
da tectônica regional do embasamento brasileiro. Neste ponto, mesmo se a tectônica brasileira é
ainda pouco conhecida, uma subdivisão do embasamento cristalino na área da Bahia em duas ou
mais unidades estáveis bem limitadas, foi reconhecida há muito tempo.
Cordani (1973) recentemente distingüiu uma unidade compreendendo a região centrooeste
da Bahia (Craton São Francisco) de uma unidade mais a este (Craton Salvador). Os limites en.
tre as duas unidades não são ainda bem definidos mas existem indicações de que a área ocupada
pelas efusivas riolíticas seja de transição entre as duas massas estáveis. Dessa forma, a fusão par.

96 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
TABELA 1
Resultados Analíticos: Amostras não Alteradas ou pouco Alteradas
(Elementos Traços em ppm)
GIB4 GIB 7 GIB 8 GIB 9 GIB 11 GIB 12 GIB 13 GIB 14 GIB 17
Si02 64.70 71.82 68.55 71.70 71.99 71.38 71.10 65.69 71.71
Ti02 0.33 0.50 0.52 0.42 0.24 0.38 0.32 0.33 0.53
Al203 12.56 12.21 12.55 12.81 12.37 12.54 12.56 13.51 12.69
Fe203 3.48 2.70 6.28 1.63 3.15 2.44 2.32 6.08 1.90
FeO 2.82 1.41 1.32 0.95 0.97 1.08 1.43 0.57 2.32
MnO 0.135 0.063 0.117 0.112 0.058 0.035 0.082 0.066 0.051
MgO 0.47 0.41 0.49 0.33 0.044 0.031 0.062 0.32 0.269
Cao 4.06 1.74 1.15 3.10 1.91 1.34 2.42 2.20 1.40
Na20 3.37 3.19 4.45 2.04 3.05 2.68 2.92 4.29 2.12
K20 4.12 5.27 3.76 5.70 5.35 7.14 4.90 3.95 6.18
H2O+ 2.77 1.22 0.84 2.07 1.66 1.00 1.97 1.97 1.35
Total 98.81 100.53 100.03 100.86 100.79 100.04 100.08 98.98 100.52
Total Fe 6.61 4.26 7.74 2.68 4.23 3.64 3.91 6.71 4.47
(Fe203)
Na20+K2O
--..--.......... 0.796 0.896 0.907 0.743 0.873 0.967 0.805 0.838 0.802
A1203
Li 7 19.2 21 12.6 8.1 2.8 4 4.6 22.5
Ni 9.0 11.4 18.6 9.4 16 10.7 8.6 13.4 13
eu 26 77 11.8 7.2 9.0 9.6 18.2 83 8
Zn 108 204 87 56 50 35 64 83 76
Rb 38 230 94 166 264 150 61 112 305
Sr 35 30 46 51 30 28 52 58 22
Pb 6.2 140 6 0.4 1.7 3.5 10.7 13 2.3
K/Rb 900 190 332 285 168 395 667 293 168
Rb/Sr 1.086 7.667 2.043 3.255 8.800 5.357 1.173 1.931 13.864
GIB 18 GIB 21 GIB 23 GIB 24 GIB 25 GIB 27 GIB 30 GIB31 GIB 33
Si01 69.52 68.54 71.37 69.03 71.02 71.86 69.70 70.56 71.63
Ti02 0.45 0.43 0.35 0.35 0.31 0.50 0.49 0.35 0.42
A1203 12.46 12.09 13.71 14.35 12.49 12.74 12.81 12.37 12.95
Fe203 4.82 5.39 3.35 3.08 3.72 1.33 4.13 3.66 2.34
FeO 0.84 1.04 0.71 1.15 0.68 2.70 0.80 1.06 1.47
MnO 0.074 0.091 0.020 0.059 0.033 0.075 0.035 0.062 0.059
MgO 0.069 0.035 0.22 0.090 0.009 0.23 0.035 0.054 0.33
Cao 1.65 2.76 0.30 1.77 1.60 1.65 2.60 2.33 1.09
Na20 2.90 4.56 2.55 4.25 4.47 3.40 4.04 3.91 4.03
K20 5.07 3.69 6.37 4.47 4.41 5.35 4.56 4.95 3.59
H20+ 1.72 1.89 0.94 0.88 1.05 0.84 0.73 1.30 1.10
Total 99.77 100.63 99.89 99.48 99.79 100.67 99.92 100.60 99.01
Total Fe
(Fe203)
Na20+K2O
A1203
5.75 6.54 4.14 4.36 4.47 4.33 5.02 4.84 3.97
0.822 0.949 0.809 0.823 0.971 0.892 0.903 0.952 0.811
Li 18.8 1.2 15.8 1 0.5 11 7 14.6 8.1

SIGHINOLFI, CONCEIÇÃO 97
Ni 8.4 19 10.2 18.4 11.1 9.9 11.2 13 11
eu 9.1 8.2 6 9.2 36 16,6 9.8 7 8
Zn 85 40 78 30 30 164 45 44 113
Rb 195 34 286 160 140 220 54 195 80
Sr 62 156 37 42 40 48 56 93 107
Pb 8 13 10.7 2.4 8 35 13 2.4 15.5
K/Rb 216 900 185 232 261 202 700 211 372
Rb/Sr 3.145 0.218 7.730 3.809 3.500 4.583 0.964 2.097 0.748
GIB 34 GIB 35 GIB 38 GIB 39 GIB 44 GIB 47 GIB 49 média de 25 amostras
SiOz 67.62 66.37 71.98 72.49 70.64 67.06 72.35 70.01
TiOz 0.80 0.76 0.37 0.26 0.38 0.72 0.40 0.44
Alz 03 13.99 12.50 12.53 12.41 12.19 14.85 12.55 12.83
FeZ03 2.80 6.00 2.03 2.01 3.12 2.77 3.45 3.36
FeO 2.36 2.92 0.84 1.19 0.56 2.53 0.24 1.36
MnO 0.067 0.061 0.054 0.045 0.060 0.094 0.066 0.067
MgO 0.63 0.30 0.085 0.047 0.32 0.98 0.098 0.24
Cao 1.35 2.17 1.16 0.85 1.72 1.30 1.15 1.80
'NazO 5.18 2.77 4.32 4.64 2.13 4.73 3.67 3.60
KzO 4.20 6.03 4.59 4.02 6.32 3.62 4.72 4.89
HzO+ 1.38 0.62 1.08 1.09 1.53 1.74 1.26 1.33
Total 100.38 100.50 99.03 99.05 98.97 100.39 99.95
Total Fe
(FeZ03)
NazO+KzO
Alz 03
5.42 9.24 2.96 3.33 3.74 5.58 3.72 4.87
0.932 0.886 0.963 0.964 0.839 0.787 0.888 0.873
Li 9.6 3.7 2.8 13 9.7 23.2 21.2 10.5
Ni 13.4 11.8 13 13 10.2 9.6 11 12.1
eu 29.5 9.2 7 7.2 5 16.8 26 18.4
Zn 80 81 25 64 49 101 126 77
Rb 99 125 190 180 198 80 148 150
Sr 88 60 81 30 76 76 39 56
Pb L7 1.7 4.5 4.5 10.7 2.4 15.5 13.3
K/Rb 352 401 200 278 265 373 265 352
Rb/Sr 1.125 2.083 2.346 4.000 4.304 1.053 3.795 3.627
GIB 5 GIB 6 GIB 10 GIB 19 GIB 20 GIB 22 GIB 37 GIB 40 GIB 41 GIB 42
SiOz 61.77 84.77 83.08 88.08 79.65 79.21 72.38 73.60 73.55 73.14
Ti02 0.75 0.23 0.23 0.31 0.21 0.24 0.38 0.37 0.13 0.50
Alz 03 16.66 7.51 9.34 5.62 11.75 11.17 12.22 12.87 14.93 13.13
Fez 03 7.65 1.88 2.56 2.25 1.20 2.93 4.12 2.85 3.17 3.76
FeO 0.91 0.58 0.60 1.12 0.89 0.59 0.73 0.57 0.53 0.35
MnO 0.039 0.004 0.073 0.002 0.030 0.015 0.038 0.002 0.082 0.033
MgO 0.206 0.150 0.143 0.26 0.50 0.20 0.062 0.047 0.028 0.55
Cao traces traces traces 0.10 tract:s traces 0.50 traces 0.05 traces
NazO 0.11 0.028 0.05 0.027 0.53 0.10 1.69 1.01 0.22 0.18
K20 7.95 2.91 3.71 1.88 3.80 3.63 5.98 6.49 4.68 7.29
HzO+ 3.11 1.44 1.13 1.16 1.78 1.52 1.73 1.89 2.20 2.00
Total 99.16 99.50 100.91 100.81 100.34 99.60 99.83 99.70 99.57 100.93

98 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Total Fe
(Fe203)
8.66 2.52 3.23 3.49 2.19 3.58 4.93 3.48 3.76 4.15
Na2 O+K2 ° 0.757 0.673 0.362 0.623
----- 0.526 0.423 0.437 0.368 0.423 0.376
Al203
Li 29,5 28 16,2 12 12.2 1.2 7 7.3 0.6 10.2
Ni 18.2 5.2 3 3.4 7.1 5 12 7.6 13.4 5.6
eu 9.4 7 53 9 28 6 7 6 7 5
Zn 100 75 49 46 30 49 66 58 20 81
Rb 500 193 153 110 162 186 230 253 233 250
Sr 5 5 3 6 17 10 7 17 12 9
Pb 9.4 1.1 13 0.4 0.8 1.1 9.4 12 2.5 10.3
K/Rb 132 125 201 142 194 162 216 213 166 242
Rb/Sr 100.000 38.600 51.000 18.333 9.525 18.600 32.857 14.882 19.417 27.777
Tipo de produto de cristalização
lavas máficas alcalinas em geral
província ígnea alcalina de este de
Uganda
TABELA 2
Algum&'l Interpretações Sobre Gênese de Magmas Potássicos
Material originário e processo genético
anatexia de rochas plutônicas ricas em
biotita e homblenda
Waters, 1955
fusão de rochas feníticas do embasamento King, 1965
riolitos potássicos metassomatismo potássico de rochas Radulescue, 1966
riolÍticas ca1co-alcalinas
rochas efusivas riolíticas, ilhas de
Centro-Norte - Nova Zelândia
ignimbitos alcalinos de composição
riolítica-rioc1adítica - Chile
rochas calco-alcalinas, muito
potássicas de este de Papua
felsitos potássicos de Invemess
Shire, Inglaterra
traquito potássico, pré~ambriano,
Malvernian, Inglaterra
província shoshonítica do
Permiano, Inglaterra
Autor
fusão parcial de seqüências de grauvacas Ewart et alii., 1968
e argilitos associados às efusivas
anatexia de grandes massas de material El-Hinnai et alü., 1970
graní tico crostal
fusão fracionada de ec1ogitos a Jakes and Smith, 1970
anfibólio e mica
fusão parcial de arcósios Ridley, 1971
fusão parcial de rochas do embasamento Thorpe, 1971
ricas em biotita
fusão parcial de escudos afundando de Cosgrove, 1972
crosta oceânica a flogopita
associações shoshonÍticas fusão parcial de crosta siállca em Mackensie & Chappel, 1972
eclogito afundando no manto
cial dentro da crosta pode ter sido convertida em magmatismo durante ajustamentos internos ao
longo de linhas de fraqueza dentro da placa na litosfera brasileira em resposta a mudanças sincrônicas
afetando as dimensões externas da placa. Uma hipótese semelhante foi proposta por Grant
et alii, (1972) para explicar o vulcanismo alcalino recente na placa africana.
Muitas especulações foram feitas acerca das causas e mudanças nas dimensões externas
de placa. A concordância com a principal estrutura da área, o eixo maior do vulcanismo e os prováveis
alinhamentos correlacionados de granito subvulcânico, sublinha o fato de que a linha interior
de fraqueza deve ter se estendido segundo a direção N-S.
Assim, a hipótese mais provável para explicar mudanças na dimensão global da placa
consistiria na separação desta pelo movimento diferencial de uma parte provavelmente na direção

SIGHINOLFI, CONCEIÇÃO 99
E-W. O vulcanismo ácido seria relacionado com a fase de separação antiga da placa tão bem como
com a fase sucessiva caracterizada no final pela aproximação.ou colisão entre as duas massas devido
a uma inversão na razão de movimento. Episódios de aceleração diferencial ou desaceleração envolvendo
porções de uma simples placa são aceitos, em geral. Nota-se que, de acordo com os pontos de
vista correntes, a separação da placa sul-americana da placa africana deve ter ocorrido por movimento
diferencial da primeira em direção a W. As analogias observadas entre este movimento de
massa continental principal e episódios menores propostos podem ser somente ocasionais mas isto
pode também implicar que um trend geral para separação continental já existia muito antes do que
comumente é sustentado. Qualquer determinação de idade favorecendo reconstruções estratigráficas
pode ser extremamente importante para testar esta hipótese.
Finalmente, deve ser lembrado que possibilidades de que a litosfera tenha se comportado
como placas rígicas durante o Pré-cambriano Superior têm sido recentemente mostradas por
Chase e Gilmer (1973).
AGRADECIMENTOS
Esta pesquisa contou com a ajuda financeira do CNPq, FINEP e SUDENE, através o
Projeto de Geoquimica do Departamento de Geoquiplica do Instituto de Geociências da UFBa. Os
autores agradecem aos professores I.McReath e B .Fryer pelas sugestões e críticas na revisão do
texto.
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--
100 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
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N_ Y.I

COMPLEXO DE PIRACAIA -ESTUDOS PRELIMINARES
JOSÉ C. CAVALCANTE*, LIBORIO Q. KAEFER*
ABSTRACT
The main pUlpOse of tlUs work is to show the UioteDCe of ao acid to intennedlate roc:k massif, ~tednear Piracaia, in the northeastern
part of 810 Paulo 8tete_ The pre1iminary studies allowed us to delimit an area ol appmximately 28 km of predominantly plutonic and
hypoabysaai rocks, represented by diorites and monzonites of varying coloro anil textures. Hybrid mass... of cataclastic diorites, gneissic grsnodiorites
and charnockites were found on the marginal zones, a..ociated to microdiorit.es (kenaotit.esl. Considering the contect relationships and
the petro-strutural behavior, this assemblage should be10ng to the pre.cambrian rocks, affected by metamorphic and metassomatic evento during
the Brasilianocicle (700 to 460 m.y .1.
RESUMO
o escopo fundamentei deste trabalho é levar ao conhecimento a existência de um maciço rochoso de composiçAo ácida a inter.
mediária, situado às cercanias da Cidade de Pycaia, nordeste do Eotedo de 810 Paulo. Os estudos preliminares levados a termo, permitiram
delimitar uma áres de aproximadamente 28 km de predominAncia de rochas plutônicas e hipoabissais, expondo termos de granulaçõe8 e colorações
variadas, ditedos por dioritos e monzonitos. Nas zonas
dioritos cataclásticos, granodioritos gnáissicoo e chernockitos,
marginais
aseociados
foram encontradas
"",""as
a microdioritoa (kenantitosl.
bibridas, constatando. se a participaçlo
Considerando as relações de contato
de
e o
comportamento petro-estrutural, tal maciço foi colocado como pertencente à sulte de rochas pré-cambrianas, tendo sido alvo de efeitos metamórfico.meta..omáticos
durante o ciclo Brasi1iano (700 a 460 m.a.l.
INTRODUÇÁO
Durante o desenvolvimento do mapeamento da Folha de Santos-parcial (SF. 23-Y-D),
como parte integrante do Projeto Sudeste do Estado de São Paulo (Convênio DNPM -CPRM), um
dos autores, ao seguir para as atividades de campo, já estava imbuído da idéia de encontrar na
região de Piracaia algum tipo litológico não corriqueiramente encontrado noutros setores. Tal fato
advinha das conclusões extraídas da fotointerpretação preliminar e do delineamento de um corpo
básico juro-triássico, assinalado no Mapa Geológico do Estado de São Paulo (1:1.000.000), edição
1947, confeccionado pelo Instituto Geográfico e Geológico. O mesmo corpo encontra-se diluído entre
as rochas do pré-cambriano inferior (Complexo Brasileiro) - gnaisses e xistos, na edição 1963 da
mesma obra.
Com a finalização da primeira etapa de campo e das primeiras análises petrográficas, foi
possível delimitar uma área de predominância de monzonitos e dioritos, às proximidades da Cidade
de Piracaia, sugerindo estes dados uma predominância das rochas intermediárias (dioritos). Em
decorrência, o maciço foi denominado de Complexo Intermediário de Piracaia, no relatório geológico
da Folha de Santos (Cavalcante e Kaefer, 1974).
·CPRM

102 ANAIS 00 XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
o Complexo de Piracaia encontra-se localizado no Município de mesmo nome, enquadrando-se
no polígono definido pelos paralelos 23°00' e 23°07' S e meridianos 46°18' e 46°24'30" W.
O acesso principal é a estrada asfaltada que liga a rodovia D. Pedro I (SP-65) à localidade
de Piracaia, podendo ser atingido ainda pelas estradas de terra Nazaré Paulista-Batatuba e
Igaratá-Piracaia.
Externamos nossos agradecimentos ao Dr. Evaldo O. Ferreira, pelas sugestões apresentadas,
e à geóloga Lucia da Vinha, pelas análises petrográficas efetuadas.
ASPECTOS GEOMORFOLOGICOS
A área em questão faz parte do compartimento morfol6gico conhecido como Serra da
Mantiqueira, encontrando-se as principais feições esculpidas em granitos e granit6ides, os quais
manrem os pontos de máximo valor altimétrico.
Grande parcela do corpo encontra-se exposta numa feição deprimida, sitiada por uma
morraria direcionada para o quadrante nordeste, que chega a atingir 1.020 m ao norte de Souza. O
corpo é seccionado de Este para Oeste pelo Rio Piracaia, que apresenta, nesse trecho, uma pequena
representação da planície aluvionar, em equiparação ao seu segmento a juzante da Vila de Batatuba.
No cômputo geral, a área de exposição apresenta um aspecto elipsoidal, com eixo maior direcionado
para NNE. Alinhamentos de cristas aproximadamente circulares são observados no
modelado interno do maciço, fato que levou a pensar-se na existência de prováveis massas alcalinas,
quando da fotointerpretaçio preliminar.
Observações de campo sugerem que a área deveria pertencer a um trecho de uma região
que foi palco de uma sedimentação plio-pleistocênica, posteriormente soerguida por uma tectônica
quaternária, fato que ocasionou um acelaramento na energia de desgaste de todos os tipos litol6gicos,
indistintamente.
Os solos encontram-se bem desenvolvidos sobre os termos monzoníticos e dioriticos,
apresentando, geralmente, textura argilosa e coloração avermelhada, contrapondo-se à maioria dos
solos originados de granodioritos e gnaisses porliroblásticos, que são rasos, arenosos e de coloração
clara.
ASPECTOS DA GEOLOGIA REGIONAL
O Complexo de Piracaia encontra-se encravado num domínio de rochas pré-cambrianas,
que denominamos, para efeito do Projeto Sudeste do Estado de São Paulo, de Complexo Gnáissico-
Migmatítico, sendo representado por gnaisses, micaxistos, migmatitos e granitos, como roçhas do
embasamento antigo, rejuvenescidas no ciclo Brasiliano, e mesmo rochas deste ciclo, em íntima
relação com aquelas.
O maciço encontra-se posicionado, estruturalmente, no bloco Jundiaí.Mantiqueira
(denominação adotada pelos autores, quando do mapeamento da Folha de Santos) , já que não ficou
bem definida a partição dos blocos Jundiaí e Mantiqueira, como apresentada por Wernick (1972),
através da falha de Socorro.
As rochas gnáissicas encontram-se representadas por tipos bandeados, de estrutura
irregular (migmatitos heterogêneos), homogêneos (ortognaisses e embrechitos) e porfiroblásticos
(embrechitos facoidais e dent-de-cheval). Em certos afloramentos (taludes das rodovias Raposo
Tavares e Dom Pedro I), podemos observar ocorrências restritas, lentiformes, de rochas básicas
gnaissificadas, geralmente participando intimamente do volume rochoso. Às vezes é impossível
precisar-se o formato longitudinal do nível básico.
Os corpos graníticos podem formar grandes massas, como acontece com o de Atibaia.
Seu intervalo de distribuição no tempo vai desde o Pré-cambriano até o Paieoz6ico Inferior. constituindo,
geralmente, tipos petrográficos porfiróides, chegando mesmo a termos pegmat6ides.
No sítio das rochas migmatíticas (entre N azaré Paulista e Batatuba) observam-se diversas
ocorrências localizadas de granodioritos porfir6ides., enquanto os termos granit6ides (ao norte
do maciço) são de baixo índice colorimétrico, apre~ntando quartzo e feldspato estirados, como
principais componentes.
O nível metam6rfico atingido pela suíte litol6gica da região é representado por paragêneses
compatíveis com a facies anfibolito.

CA VALCANTE, KAEFER 103
Como unidades sedimentares encontram-se diversas coberturas colúvio-aluviais e
aluviões em geral, ao longo dos principais cursos d'água. Fato interessante diz respeito a uma
pequena cobertura sedimentar de camadas argilosas, a noroeste de Piracaia, associada a outros
afloramentos de material argiloso inconsolidado, que foi colocada, duvidosamente, como de idade
plio-pleistocênica, provavelmente relacionada à deposição da Formação São Paulo.
MaCI'o e mesoscopia
PETROGRAFIA
Na porção terminal sudoeste do corpo (vizinhanças de Batatuba) depar!UIlos com uma
rocha gnáissica bandeada, tendo na biotita um dos principais componentes dos leitos escuros. A
granada encontra-se bem difundida, principalmente nos níveis quartzo-feldspáticos, sendo observados
boudins centimétricos. O feldspato, de cor rósea, é mineral freqüente na parte neossomática,
enquanto que o epidoto salienta-se nos pontos onde os grãos mostram-se bastante quebrados.
Após a Vila de Batatuba, em direção a Piracaia, os termos com estruturação planar
pronunciada ainda persistem, mostrando níveis de rochas básicas alteradas. Trezentos metros
adiante encontramos uma rocha rica em grandes cristais de feldspato (granodiorito), que passa para
massas híbridas, lembrando, até certo ponto, os gnaisses charnockíticos de outras regiões brasileiras,
Em seguida verificamos brechas magmáticas e rochas típicas do Complexo de Piracaia. As
massas quartzo-feldspáticas, freqüentes nesta zona de transição, encerram grandes cristais de
biotita, cuja distribuição (ao acaso) confere uma feição gráfica. Por outro lado, observamos ainda
elementos que denunciam a mobilização de partes rígidas num material plástico.
Ainda na zona de transição sudoeste, verificamos vários tipos litológicos, tanto em
granulação e coloração, quanto em composição, numa área muito restrita, sendo facilmente reconhecível
o caráter cataclástico das rochas mais claras. A maior densidade destes termos foi observada
nestas zonas periféricas.
Os aspectos mencionados são extensivos para outros afloramentos visitados, principalmente
na passagem para os granodioritos, que são representativos de grande percentual rochoso
envoltório.
Já no interior do maciço concluímos que não existe uma regularidade em granulação e
associação mineralógica, encontrando-se tipos de grão fino à grosseiro. A coloração oscila em diversos
tons de cinza, chegando-se a ter espécimes bastante escuros. Os veios e as vênulas quartzofeldspáticos
são freqüentes. A estrutura gnáissica é marcante em vários afloramentos de dioritos e
monzonitos, bem como a presença de biotita em cristais bem desenvolvidos, geralmente formando
aglomerados.
Microscopia
Granodioritos gnássicos (rochas encaixantes) Os constituintes essenciais destes termos petrográficos
são plagioclásio, microclínio e quartzo, em proporções variáveis, principalmente no que se
refere ao quartzo. Todos se apresentam em tamanhos irregulares, expondo extinção ondulante, denteamento
e uma disposição bem ajustada entre si. Os plagioclásios podem estar saussuritizados ou
formar grandes cristais euédricos. Os máficos mais comuns são a biotita e a hornblenda, às vezes
perfazendo grande percentual da rocha, aparecendo isoladamente ou formando aglomerados orientadamente
dispostos. Além desses minerais, são encontrados titanita, alanita, epidoto, apatita, zircão
e opacos.
Rochas cataclásticas - Análises micropetrográficas de espécimes coletados próximo às bordas do
Complexo denunciam, além de evidências normais de efeitos cataclásticos (trituração dos grãos,
bordas granuladas, encurvamento das lamelas dos geminados e das palhetas de biotita e extinção
ondulante generalizada), uma predominância do microclinio sobre o plagioclásio e o quartzo. A
biotita e a hornblenda, em prismas de cor verde, são os principais ferromagnesianos. Estas rochas
são bastante ricas em minerais acessórios, tendo ainda produtos de alteração, como a sericita e os
carbonatos.
A análise de um diorito cataclástico revelou a seguinte composição: plagioclásio, quart-
ZO, biotita, epidoto-zoizita, titanita, apatita, opacos, zircão, turmalina, rutilo, sericita, clorita e carbonato.

CONVENCÕES
ESTRAT IGRÁFICAS
... . . ~
. . . .. . .
:~!( . .
/ Falho
/
/
/f
Sedi..nto. alll"iai,
Corblr"'r.. ..dime"tor.. plio-plei.-
Complno di Pirotoia: monlonitot., 6iV
doritOl, Qllortzo-dioritOI, III"ontiIOl,
. orOMdioritos lI'Io";,,,il
Gronodioritol
,orfirObló.l!
co'
(.",bflchitOl)
Onoi bandados ou d. ..Iruluro
irrlgulor. com corpos Ofonodiori1icOIi
lolodol -
Zona. ácido, int.riorirado, no CO!!'
pluo
ZOIlOI l'IibridOI mo'oinoil
GEOLÓGI C AS
Contato GIOIÓOico oprOl.imodo
Contoto glOló,ico du"ido,o
obur"odo
Folha praui 1 011 t,afuro
Lintalh8ntOt utruhroi.
TOPOGRÁFICAS
Cidad'
Ettrodo d, ollolto
(,trOdO dt
h"o
Dunog,,,,

CA VALCANTE, KAEFER 105
Monzonito - As rochas descritas como monzonitos apreSentam plagioclásio e álcali-feldspatos em
proporções aproximadamente iguais, ocorrendo em grãos de tamanhos irregulares, com extinção
ondulante e certo denteamento. Por vezes presenciamos tanto o plagioclásio como o feldspato alcalino
em fenocristais (?), em parte euédricos. São abundantes biotita, augita-diopsídica (já quase
totalmente transformada em homblenda) e cristais bem formados de homblenda. Estes minerais
tanto aparecem isoladamente como formando aglomerados, nestes encontrando-se a titanita.
Outros minerais diagnosticados foram apatita, zircão, alanita, carbonato e opacos.
Diorito - O constituinte principal desta rocha é o. plagiociásio, encontrando-se em menor quantidade
o ortoclásio de tamanho irregular ou razoavelmente uniforme e com extinção ondulante. Entretanto,
tem-se amostras em que o último é ausente, dando lugar ao oligoclásio. A biotita, a homblenda
e a augita-diopsídica são muito abundantes e desenvolvidas (principalmente a primeira),
aparecendo tanto isoladamente como formando aglomerados, os quais encerram apatita, epídoto e
alanita. Os piroxênios apresentam-se, na maioria, com as bordas fraturadas e uralitizadas. Ainda
são encontrados opacos e carbonato.
Charnockito - É uma rocha constituída de microclinio pertítico, plagioclásio ácido, algum quartw e
freqüentes grãos mirmequíticos. Dentre os ferromagnesianos destacam-se o hiperstênio e a biotita,
distribuídos caoticamente. A biotita parece ser proveniente da transformação do piroxênio. A
amostra analisada é rica em acessórios: opacos, apatita e zircão, apresentando uma textura granoblástica,
com os grãos xenomórficos interajustados, notando-se uma maior deformação no microclínio
(fraturamento, finas pertitas, contatos irregulares, ausência de macia típica).
Kersantito - Neste tipo petrográfico tem-se como constituintes claros essenciais o plagioclásio (andesina)
e em bem menor quantidade álcali-feldspatos, por vezes intercrescidos comquartzo.Estes
minerais, juntamente com biotita avermelhada, augita e algum hiperstênio, formam uma matriz na
qual estão dispersos fenocristais de plagioclásio e em inferiorpercentual o piroxênio e a biotita, às
vezes formando aglomerados. Lentes de álcali-feldspatos são observadas.
Essa rocha, no sítio de ocorrência do termo chamockítico, apresenta uma matriz microfanerítica
orientada, encerrando fenocristais (?) de feldspato, também orientados. Esta organização
parece ser devida a uma estruturação de fluxo de cristalização magmática e não de esforços
tectônicos, pois não se observa deformação dos minerais constituintes.
A matriz microfanerítica encontra-se constituída por plagioclásio granular, quase desprovido
de geminação. Dentre os ferromagnesianos tem-se biotita, clinopiroxênio (augita) e ortopiroxênio
(hiperstênio). Como acessórios observamos abundantes agulhas de apatita, opacos e
carbonato intersticial.
CONCLUSÕES
A partir dos exames preliminares de campo e de laboratório-petrografia microscópica e
mesoscópica, relações das massas dioríticas e monzoníticas com as encaixantes (tramas internas
das rochas de transição), comportamento de outros corpos de pequenas dimensões, de natureza
básica, encontrados na região, mantendo uma íntima afinidade com as encaixantes e aspectos estruturais
do maciço, chegou-se às seguintes conclusões:
- o Complexo de Piracaia é um maciço rochoso que apresenta heterogeneidade granulo métrica,
composicional e colorimétrica, variando a coloração em tons do cinza até quase preto;
as rochas predominantes são dioritos e monzonitos;
os termos cataclásticos e granodioríticos encontram-se distribuídos nas faixas marginais;
a rocha chamockítica não apresenta distribuição muito ampla;
tr~ta-se de um corpo de natureza básica. e idade pré-cambriana que foi, posteriormente, alvo de
processos metamórficos e metassomáticos, num estágio do Ciclo Brasiliano;
- tectonicamente, esteve sujeito tanto a esforços compressivos como distensivos.
* Aventa-se ainda a possibilidade da existência de massas ultramáficas primitivas granitizadas.

106 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
BIBLIOGRAFIA
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ASPECTOS GEOLOGICOS E PETROGRÁFICOS
DO COMPLEXO ULTRAMÁFICO-ALCALINO
DE CATALÁO I, Go
WANDERLINO TEIXEIRA DE CARVALHO.
ABSTRACT
The object of thi8 paper i8 to present 80me geological and petlOgraphic aspect8 of the Catal'" I alkaline ultramafic Complex,
located in tbe Ouvidor tOWD8hip, Catal'" di8trict in the 80uthern part of Goiáa State, Brazil. Some geomorphological feature8 are brieOy diaCU8sed
and a especial attention ia expended to the petrological transformation8 in tbe p Cambrian Complex fenitized aureole. The detailed de8cription8
of the ultramafic rock8 and of their phlogopite-8erpentine-carbonate-ailica meta880matiam provided the ba8i8 to the interpretation of genesi8
of the as80ciated carbonatite. The characterization of the atructural and geotectonic featuree and the d...cription of the weath...ing proce.. complete
the sketch of the plObable geologic hi8tory of tbe Complex.
INTRODUÇAO
Este trabalho, tem como objetivo principal, colocar em discussão entre os membros da
comunidade geológica do País, o Complexo Ultramáfico-Alcalino de Catalão I. As idéias, abordadas,
não devem ser consideradas como definitivas, estando sujeitas à modificações quando da
realização de estudos científicos mais detalhados, Constitui uma primeira tentativa de abordagem
dos problemas geológicos e petrográficos do complexo em questão, tendo por base os resultados das
investigações levadas a efeito pela equipe técnica da MET AGO. Sendo objetivo imediato desta Empresa
em Catalão I, a definição e o aproveitamento econômico de seus recursos minerais, ainda nio
foram realizadas determinações petrográficas de maior detalhe bem como estudos petrológicos e
petroquímicos mais abrangentes de suas rochas. A MET AGO poderá colocar à disposição de eventuais
interessados dados geológicos e testemunhos de sondagens das rochas do Complexo Ultramáfico-Alcalino
de Catalão I, de que dispõe.
O Complexo Ultramáfico-Alcalino de Catalão I, descoberto por Hussak em 1894, está
situado no município de Ouvidor, Comarca de Catalão, no S de Goiás. A denominação CATAMO
I, dada por técnicos da PROSPEC em 1966, quando da realização do Projeto Chaminés, se deu em
face da descoberta de outra estrutura semelhante na regiii9.e que passou a ser chamada, na oportunidade,
de CATAMO lI, Ambas as denominações se dêvem ao fato de ser a cidade de Catalão, a
mais importante da região de ocorrência dos citados complexos.
*METAGO

108 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
o Complexo Ultramáfico-Alcalino de Catalão I tem, aproximadamente, as seguintes
coordenadas geográficas: 18°0~' de Lat S e 47°48' de Long W. Dista 20 km a nordeste da cidade de
Catalão e 10 km no norte da Cidade de Ouvidor, com o acesso por estradas municipais não pavimentadas,
porém transitáveis durante todo o ano. Catalão está ligada aos principais centros do País por
ferrovia e rodovias asfaltadas, dispondo de infra-estrutura econômica bastante satisfatória para os
padrões brasileiros.
o .
5 .
Mapa de Localização
IOItIll
.
ASPECTOS GEOMORFOLÓGICOS
RegionalmenJe, a estrutura geológica denominada Catalão I quebra a monotonia do
relevo, destacando-se como um platô de forma aproximadamente elíptica. O seu eixo maior N -S,
mede, aproximadamente 6.0 km e o eixo menor, E- W, cerca de 5,5 km. É constituida por um núcleo
de rochas ígneas, com rochas encaixantes metamórficas, sendo a capa arqueada em forma dômica.
O domo, truncado pela superfície de aplainamento, coincide com o próprio platô, cuja preservação
se deve a existência de um anel resistente de quartzito em torno do corpo ígneo;
Pelos lados NW, We S o quartzito forma a escarpa do platô, que, a N, e E, está separado
da crista quartzítica por vales bastante dissecados pela erosão que mostram desníveis de até
100m.
No topo do platô o manto de intemperismo é bastante espesso, podendo atingir 250 m de
espessura.
A drenagem interna é controlada por falhamentos. A drenagem externa possui um
padrão radial-anular bastante característico, que faz ressaltar a forma dômica da estrutura.
A cobertura vegetal predominante constitui uma variedade de cerrado conhecida, pelo
maior porte, menor espaçamento e maior abundância dos arbustos, como cerradão. Zonas de pastagens
e áreas de agricultura com árvores esparsas de grande porte e, localme1\te, babaçús, completam
a vegetaçã.o de Catalão I.
O clima pode ser considerado como tropical de altitude, com um regime sazonal de
chuvas.
Trabalhos Anteriores
ASPECTOS GEOLÓGICOS E PETROGRÃFICOS
Já em 1894, Hussak via analogia entre a provável rocha matriz da magnetita e ver-

CARVALHO 109
Fig. 2 - Fotografia aérea do Complexo Ultramático-
Alcalino de Catalão I.
miculita de Catalão I com as rochas de Jucupiranga e Ipanema. SP.
No seu Relatório da Comissão Exploradora do Planalto Central, Brasil dizia: "Interessante
para o estudo da gênesis do magnetito e pela analogia a que se apresenta como o de Jacupiranga
e São João de Ipanema, em São Paulo, é a ocorrência de ferro magnetito de Catalão".
"Na fazenda do Sr. Vicente Bernardo Pires, treis léguas distante de Catalão, encontram-se
grandes blocos de minério 'de ferro espalhados sobre a superficie, n'uma grande extensão,
Aí consegui 'descobrir a rocha fer~ífera".
.. A matriz original do magnetito, não foi, infelizmente, encontrada em condição de boa
conservação, sendo completamente transformada em massa terrosa de cor parda avermelhadaescura.
muito rica em grandes lamelas alteradas de hydrobiotita e pequenos octaedrÔs de magnetita.
Nestes caracteristicos, esta massa terrosa concorda inteiramente com a de Ipanema e com o
magnetito-piroxenito alterado de Jacupiranga; sendo que neste último lugar é indubitável a formação
de hydrobiotito da alteração de pyroxênio",
Os estudos geológicos na região de Catalão foram retomados por Barbosa, em 1966. que
preparou um esboço geológico do Triângulo Mineiro e sul de Goiás com as intrusões dômicas até então
conhecidas.
Ainda em 1966, a PROSPEC realizou para o DNPM o Projeto Chaminés, focalizando a
geologia da região de ocorrências dos complexos ultramáficos-alcalinos, que margeiam a Bacia do
Paraná no Triângulo Mineiro e sul de Goiás. Parte das informações obtidas neste trabalho, no que
se refere à região de Catalão, foi publicada na Revista da Escola de Minas de Ouro Preto. Posteriormente
o trabalho foi publicado (Barbosa et alii. 1970).
Em 1968 a firma Geologia e Sondagens Ltda realizou para o DNPM o Projeto Nióbio,
Fosfato e Titânio que consistiu em um programa de prospecção detalhada dos complexos ultramáficos-alcalinos
da região do Alto Paranaíba. Dentro deste Projeto a citada firma realizou em
Catalão I, mapeamentos geológicos de detalhe, perfurações de poços e uma campanha de sondagens
segundo uma malha de 1.600 m X 1.600 m, perfazendo 10 furos de sonda num total de 1.070,10 m
perfurados.
Finalmente, citam-se os trabalhos de datação geocronológica efetuados no Laboratório
de Geocronologia da Universidade de São Paulo, de Hassui e Cordani (19681, em que a idade do
Complexo Ultramáfico-Alcalino de Catalão I foi determinada em 82,9 :t - 4,2 m. a. pelo método
K/Ar.
Em vista da realização dos trabalhos de pesquisa em Catalão I pela METAGO. a partir
de 1968, um grande número de relatórios inéditos, focalizando principalmente a mineralogia das
jazidas associadas às rochas ígneas e aos processos de beneficiamento estudados, têm se acumulado

110 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
no decorrer dos anos. Pelos assuntos abordados, têm interesse mais geral os seguintes: "Relatório
de Pesquisa do Projeto Catalão" da METAGO para o DNPM, elaborado por Kishida, Guzzo,
Araújo, Drummond e Carvalho (1971); "O Minério de Nióbio, Titânio e Terras Raras de Catalão,
Go", por Valarelli, (1971) e, "Geologia e Perspectivas de Aproveitamento Econômico dos Recursos
Minerais do Domo Ultrabásico-Alcalino de Catalão I", p-alestra proferida por W. T. Carvalho
(1972).
Fig. 3 - Mapa geológico do Complexo Ultramáfico-Alcalino de Catalão I.
Rochas Pré-cambrianas
MAPA GEOLOGICO OC COMP.-EXO
UL TRAMAFICO-ALCALINO DE
CATALÃO-I
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A região sudeste goiana, onde se localiza Catalão, é essencialmente constituída por rochas
pré-cambrianas. Predominam na região metamorfitos da facies epidoto-anfibolito, constituídos essencialmente
de micaxistos com intercalações de delgados leitos e lentes de quartzitos e raros anfibolitos,
correspondentes ao Grupo Araxá (Barbosa, 1967) que servem como encaixantes à intrusão
ultramáfica-alcalina de Catalão I.
Os xistos deste grupo contém principalmente moscovita e quartzo, com biotita subordinada.
Os acessórios mais comuns são a estaurolita, rutilo, granada, zircão e turmalina.
Os quartzitos geralmente são ricos em moscovita, mas eventualmente ocorrem variedades
hematíticas, por vezes com estrutura itabirítica.
O comportamento regional da xistosidade das rochas do Grupo Araxá é NW-SE. mergulhando
para SW. Nas adjacências da intrusão, encontram-se arqueadas com estrutura dômica.
claramente visível em fotografias aéreas pela notável drenagem anular-radial.
Próximo ao contato ígneo formou-se uma auréola de fenitização. o que por definição é o
resultado das modificações sofridas pelas rochas encaixantes por ação das soluções de origem ígnea.
Este processo de fenitização, deve-se à intensa atividade metassomática resultante da introdução de

CARVALHO
alcalís e alumina, dando origem a fenômenos de feldspatização, nefelinização,aegirinização, etc,
com o aparecimento de estruturas particularmente interessantes, como a brechiação e a pegmatização.
A intensidade da fenitização diminui radialmente para fora, de maneira irregular, podendo
atingir até 2 km a partir dos contatos ígneos.
Os tipos petrográficos desta faixa de alteração metassomática, podem ser descritos, pela
ordem de importância quantitativa, como quartzitos fenitizados, xistos fenitizados, brechas e
sienitos nefelínicos. A paragênese mineral é caracterizada pela riqueza em feldspatos potássicos,
piribólios sódicos e relativa pobreza em quartzo.
Leitos restritos de gonditos estão associados a estas rochas, porém, sem estarem relacionados
ao processo de fenitização, podendo ser anteriores à intrusão do Complexo ígneo de
Catalão I.
Veios pegmatíticos, com espessuras de poucos metros, podem cortar todas estas rochas,
sendo duvidoso o seu relacionamento com os fenômenos de fenitização descritos.
Quartzitos Fenitizados
A fenitização dos quartzitos, onde atingiu maior intensidade, é caracterizada por um
substancial enriquecimento em feldspato e piribólios alcalinos, e por 'um conseqüente empobrecimento
de quartzo, mostrando claramente que houve introdução de potássio, sódio e alumínio. Onde
o metassomatismo foi menos intenso, são encontrados tipos com diferentes percentuais de feldspato
potássico e de piribólios sódicos, ora mais ricos, ora mais pobres nestes minerais.
Dentro da auréola de fenitização, as rochas predominantes em quantidade, são os fenitos
derivados de quartzitos, constituindo a única unidade mapeável. Estas rochas mostram estrutura
maciça, textura granoblástica, média à grosseira e cor esbranquiçada. Macroscopicamente
são constituidas, essencialmente de quartzo e feldspatos freqüentemente caulinizados. Estão intensamente
fraturados em várias direções e partem-se segundo planos de fratura de coloração escura
esverdeada.
Microscopicamente, estas rochas mostram uma mineralogia bastante rica e variável,
com a secção delgada podendo apresentar ou não, muitos dos minerais observados no conjunto total
das amostras examinadas (Tab. 1).
Xistos Fenítizados
Os xistos do Grupo Araxá, dentro da auréola metassomatizada mostram-se altamente
modificados, evidenciando transformações mineralógicas características da fenitização e obliteração
da xistosidade original. São normalmente de cor cinza escura, apresentando discreto bandeamento
onde sobressaem niveis submilimétricos de quartzo. Além deste mineral, são visíveis, feldspatos e
minerais máficos.
Ocorrem, irregular e indiscriminadamente por toda a auréola fenitizada, aparecendo com
mais freqüência nas bordas S e W, não sendo, contudo, mapeáveis na escala dos levantamentos
realizados (1:10.000).
Ao microscópio, estas rochas, da mesma maneira que os quartzitos fenitizados, apresentam
mineralogia bastante variável. A textura é granoblástica-nematoblástica xenomórfica, fina
a média e os minerais encontrados podem ser observados na Tabela 2.
A presença nestas rochas de maior quantidade de minerais de potássio e/ou sódio em
relação aos quartzitos fenitizados (Tab. 1) pode ser explicada pelo caráter menos reatívo das rochas
quartzíticas .
Sienitos Nefelínicos
Os sienitos, de ocorrência extremamente restrita, são de coloração cinza, estrutura
maciça, textura porfiritica com fenocristais de feldspato numa matriz granular média constituida
também de feldspatos. Ao microscópio, observam-se fenocristais hipidiomórficos de feldspato
potássico numa matriz granular xenomórfica, constituida de feldspato potássico (30 %), aegirina
(15%), nefelina (30%), perovskita (5%), titanita (5%) e opacos (10%). Calcedônia preenche fraturas
e cavidades.
Estes sienitos, embora possam ter origem ígnea, têm sido consid@rados como d@filiação
metassomática, ligados aos processos de fenitização, não só pelas suas relações de campo como
111

112 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
TABELA 1 TABELA 2
., QUART ZO 30-80 o
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QUARTZO 0-60%
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o:: o
"'oc .. o
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PLAGIOCLÃSIO. ..0-5 % '" - o:: .. o MOSCOVITA 0-30'Y.
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FELDSPATO ALCALINO 0-90'Y.
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o:: e AEGIRINA ..0 -10% SERICITA .0-5 %
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~'" le
:I APATITA .0 -Ir 'Y. ê o CLORITA .0- Ir%
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CLORITA ..0 -5 'Y.
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"00::
z .. EPIDOTO 0- 5 %
2 ....
..J
SERICITA .0 -20% .. HIDRÓXIDOS DE FERRO 0- I 5'Y.
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'" .. -
e
0::"0:: EPIDOTO
"o..
.0 -20%
~....
Elaborada a partir de estudos petrográficos realizados
:I ..J CALCITA ..o -5 'Y. por professores e alunos do Curso de Geologia da UnB
..
em 10 amostras de xistos fenitizados' (1973).
HIDRÓXIDOS DE FERRO. .. 0-30%
Elaborada a partir de estudos petrográficos realizados
por professores e alunos do Curso de Geologia da UnB
em 15 amostras de quartzitos fenitizados (1973).
também pelas suas características petrográficas. São encontrados muito restritamente, na borda
sul da intrusiva, transicionando em todas as direções para os xistos fenitizados, parecendo refletir
um aumento local de intensidade da fenitização. Seus caracteres petrográficos são fundamentalmente
semelhantes aos dos xistos fenitizados, a exceção da presença de nefelina e algumas variações
texturais representadas principalmente por um aumento de tamanho dos cristais de feldspato alcalino.
Estas diferenças poderiam refletir uma maior intensidade na introdução de sódio, além de
evidenciar um fenômeno de pegmatização local. Na província alcalina da Peninsula de Kola, URSS,
alguns sienitos nefelínicos tem sido considerados como de origem metassomática (Tonkeieff, 1961).
Brechas
Ocorrem, irregularmente, por toda a auréola de fenitização em suas porções mais externas,
em pequenas elevações isoladas, massas que apresentam estrutura brechóide característica.
Elas apresentam cores claras e têm formatos irregulares, com dimensões podendo atingir até 50"cm;
são ricas em feldspato e com minerais máficos alinhados, granulação muito fina, formada por minerais
máficos, não identificáveis mesoscopicamente. Pirita ocorre disseminada por toda a rocha.
Microscopicamente, as brechas caracterízam-se pela presença de uma matriz de textura
granular xenomórfica, constituida à base de piroxênios, soda-anfibólios e, acesso riam ente , calcita,
clorita, esfeno, apatita e pirita limonitizada, englobando um material de textura nematoblástica,
constituido principalmente de feldspato alcalino, e, secundariamente, piroxênios e soda-anfibólios
bem como sericita, moscovita, quartzo e opacos. A notável variação modal de seus minerais pode ser
observada na Tabela 3.
Estas rochas, embora com enriquecimento em potássio mais expressivo do que em
sódio, em relação aos quartzitos e xistos fenitizados, estão seguramente relacionados com os
processos de fenitização descritos. Exemplris parecidQs de brechiação são encontrados na bibliogradia
especializada do assunto.
Gonditos
Associado aos fenitos das bordas W e S, às veZeS, ocorrem gonditos em leitos bastante

CARVALHO
restritos que não mostram evidências de alteração metassomática. Por sua composição mineralógica
devem ter apresentado comportamento refratário aos agentes fenitizantes. Com estrutura
maciça têm textura granoblástica muito fina, de coloração escura quase negra e fratura subconchoidal.
Microscopicamente, mostram textura grario-nematoblástica muito fina, com cristais
euédricos de granda (70%), anédricos de quartzo (20%), tremolita (5%) e opacos (5%).
Veio Pegmatítico
Elaborada a partir de estudos petrográficos realizados
por professores e alunos do Curso de Geologia da UnB
em 3 amostras de brechas (1973).
Um veio pegmatítico de pequena expressão ocorre, irregularmente, na parte mais externa
da porção W da auréola fenitizada. Existem dúvidas quanto ao seu relacionamento com os
processos metassomáticos desta faixa de rochas, uma vez que ele não apresenta nenhum mineral
característico deste fenômeno de alteração. Apresenta estrutura maciça, textura granular grosseira,
de coloração branco-esverdeada, com cristais xenomórficos de quartzo, feldspato e moscovita em
placas de até 2 cm de diâmetro. Ao microscópio, a textura é granolepidoblástica xenomórfica e os
minerais observados são o quartzo (60%), moscovita (30%) e um plagioclásio (10%) não identificado.
Rochas Cretáceas - Em Catalão I, rochas frescas só podem ser encontradas em profundidade,
através de sondagens. Em sua grande maioria, estas rochas são extremamente ricas em
flogopita, havendo também restritos corpos de piroxenito e peridotito, últimos representantes das
rochas ultramáficas originais de Catalão I, que foram submetidas a importantes modificações de
caráter petrológico a partir de sua cristalização. As referidas rochas são cortadas por uma ou mais
gerações de veios carbonatíticos. Em ordem decrescente quanto a seqüência e intensidade dos fenômenos
ocorridos, 4 importantes processos de transformação podem ser observados: flogopitização,
serpentinização, carbonatização e silicificação.
A flogopitização resultou do intenso autometassomatismo potássico, a que foram submetidos
os peridotitos e piroxenitos originais, com substituição dos piroxênios e da olivina por
flogopita. O processo em questão desenvolveu-se através de todo o corpo ígneo, atuando com maior
intensidade na sua periferia, formando zonas de rochas extremamente ricas em flogopita, que são
chamadas glimeritos. Os depósitos de vermiculita atuais testemunham as suas áreas preferenciais
de ocorrência, já que este mineral é um produto de alteração meteórica da flogopita.
A serpentinização é um fenômeno bem conhecido em rochas ultramáficas, e em Catalão I
teve desenvolvimento restrito, com atuação, em menor escala, sobre os piroxenitos e peridotitos.
A carbonatização eBtá bem evidenciada não BÓpeloB inúmero5 veio5 de carbonato5 que
cortam, nas mais variadas direções, os glimeritos, peridolitos e piroxenitos serpentinizados, por
113

114 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
toda a intrusão, possuindo espessuras que variam desde alguns mm até mais de duas dezenas de m,
como também pela existência de carbonatos intersticiais nas rochas seccionadas por estes veios.
Nas porções centrais da estrutura supõe-se que tenha havido uma carbonatização mais intensa, com a
formação de um plug central cujo teto encontra-se totalmente silicificado.
Como se deu esta carbonatização é uma questão difícil de ser explicada, recaindo no
velho problema da origem dos carbonatitos, assunto vastamente discutido entre os geólogos e até
hoje ainda não resolvido satisfatoriamente.
Três hipóteses principais, cada uma com suas subvariações dividem as opiniões dos especialistas
no assunto. Uma delas, hoje em dia com muito poucos seguidores, formulada por Daly
(1910), e desenvolvida por'Shand (1945) é a da assimilação de material de rochas carbonatadas,
principalmente o calcário, por magma de composição variável.
Outra hipótese é aquela defendida pelos magmatistas, de que os carbonatitos seriam,
pura e simplesmente, um produto da diferenciação e cristalização de uma magma carbonatado. Esta
hipótese possui muitos adeptos, tendo sido bastante reforçada depois da constatação de que alguns
vulcões podem expelir lavas de composição carbonática.
Finalmente, a terceira hipótese, também com muitos seguidores, é aquela dos transformistas,
segundo a qual os carbonatitos seriam produtos das transformações autometassomáticas
sofridas pelas intrusivas ultramáfica-alcalinas, pela ação substituidora de CO2 juvenil, nas últimas
fases do magmatismo.
Enquadrar a origem do carbonatito de Catalão I em qualquer uma destas hipóteses é
uma tarefa difícil e temerária, seja pela complexidade do assunto como também pela inexistência de
estudos petrográficos detalhados. Além do mais, para este enquadramento teria que se levar-em
consideração as "tendências" do geólogo em relação às suas "simpatias" pessoais por uma ou por
outra hipótese entre as diversas existentes. É amplamente sabido que entre os geológos existem
várias correntes de pensamento em relação à gênese das rochas, formando, entre os seguidores de
cada uma, verdadeiras escolas de pensamento geológico. Destas destacam-se a dos magmatistas e a
dos transformistas cada uma delas explicando de acordo com suas teorias, perfeitamente, a gênese
dos granitos, carbonatitos, anfibolitos, certos depósitos minerais, etc.
O autor, em sua ainda curta experiência profissional, lidando praticamente com problemas
práticos de prospecção, não tendo tido oportunidade de enfrentar em profundidade problemas
de ordem puramente científica, não tem posição formada em relação a estas escolas. Contudo,
sente uma certa atração pelos pontos de vista defendidos pelos transformistas, principalmente
em relação ao problema de origem dos carbonatitos de Catalão I, em função das considerações expostas
a seguir que estão alicerçadas nos estudos da geologia regional e dos testemunhos de sondagens:
1) - Existe uma total ausência de sedimentos carbonáticos ou mármore na região, sendo
geologicamente improvável sua existência em profundidade. Desse modo a teoria de Shand fica
completamente prejudicada. Além do mais, não existem evidências geoquímicas, estruturais e
petrográficas que apoiem a idéia de que os carbonatitos de Catalão I constituemxenólitos de rochas
sedimentares escarnitizadas total ou parcialmente, nem que se constituam em rochas carbonáticas
sedimentares remobilizadas. Além disso, é um fato bem sabido que escarnitqsfermados nos contatos
com calcário são radicalmente diferentes, química e mineralogicamente da rocha mãe.
2) - Existem transições contínuas de tipos onde predominam os silicatos para tipos onde
predominam os carbonatos, isto nos testemunhos de sondagens.
3) - Através dos testemunhos pode se observar perfeitamente uma venulação das
rochas silicatadas por um reticulado de veios delgados de rocha carbonática.
4) - Faixas silicatadas ocorrem alternadamente COlJ) faixas carbonatadas, as faixas
sendo milimétricas e centimétricas e dispostas paralelamente.
5) - Em muitas ocasiões se observa que as porções silicatadas e carbonatadas não são
delimitadas, bruscamente, mas observa-se a presença de massas difusas de material silicatado na
rocha carbonatada.
6) - Freqüentemente as relações entre os tipos silicatados e os carbonatados mostram
estruturas de brechamento, com o último material cimentando blocos do primeiro. Os blocos não
são normalmente angulosos, mas exibem formas bizarras e a continuidade de um a outro bloco não é
incomum, e se faz por meio de massas delgadas de rocha silicatada.
7) - A matriz carbonática das brechas nunca exibe estruturas fluidais, e as bordas da

CARVALHO 115
matriz não exibem granulação mais fina.
8) - Em muitas ocasiões observa-se que a rocha silicatada foi tomada por material carbonático.
Este possui contornos vagos interligando-se por meio de delgados veios, também carbonáticos.
9) - Veios r-arbonáticos que cortam as rochas silicatadas preservam a trama destas,
existindo evidências de que tais veios se formaram por alargamento progressivo em prejuízo das
rochas silicatadas com cristalização do material carbonatado.
10) - ° contato dos veios carbonáticos com a encaixante silicatada é irregular e mal
definido, e ao microscópio nota-se ser denteado irregularmente.
Estas considerações não favorecem uma descendência magmática direta para os carbonatitos
de Catalão I e é provável que o aprofundamento dos estudos petrogenéticos de detalhe,
forneçam novos argumentos à hipótese transformista, sem contudo invalidar certo relacionamento
magmático entre as rochas do Complexo, se considerarmos a origem juvenil do CO2 agente da
metassomatização posterior.
Assim em uma fase magmática inicial houve a formação das rochas ultramáficas do
complexo, seguida por emanações e soluções alcalinas, destacando-se o gás CO2 de forte poder subs.
tituidor, originadas na fase final do magmatismo, e que afetaram os dunitos, peridotitos, piroxenitos,
etc., da fase magmática inicial, conduzindo ao aparecimento dos veios carbonatíticos
atuais. Estes veios, cortando as rochas ultramáficas do Complexo, formam com elas um conjunto
rochoso que foi genericamente, denominado de silicocarbonatito. A exemplo dos demais complexos
carbonatíticos do Alto Paranaiba, esta associação é a característica predominante do domo Catalão
I.
Nesse contexto é oportuno mencionar o processo de silicificação, bem caracterizado,
mesmo em superfície, pelos afloramentos de silexito existentes. Os processos de silicificação que
afetaram as rochas de Catalão I podem ser semelhantes àquelas ocorridos em outros complexos ultramáficos
e por muitos autores, considerados com resultantes dá ação do intemperismo. Uma outra
origem a ser considerada seria aquela relacionada com a própria formação dos carbonatitos, como
admitem certos autores. Caso o carbonatito tenha origem autometassomática, o silexito poderia ser
um dos produtos da alteração dos piroxênios monoclínicos da intrusiva ultramáfica original em
flogopita, calcita e sílica, pela ação substituidora de CO2 juvenil. Esquematicamente, esta reação
poderia ser representada do-seguinte modo, segundo Tomkeieff et alii (1961):
3CaMgSi206 + KAI02 + 3C02 + H20
KMg3AISiOlO(OH)2 + 3CaC03 + 3Si02
Outra hipótese para a origem destes silexitos poderia ser a seguinte: quando da fenitização
as rochas encaixantes sofreram uma dessilicificação. A silica liberada poderia reagir com as
rochas do Complexo, silicificando-as.
Como se vê mais de duas interpretações para a gênese destes silexitos pode ser formulada,
tornandó difícil, à semelhança da origem dos carbonatitos, estabelecer uma hipótese conclusiva
acerca do assunto.
Qualquer que seja a sua origem, foi notável em Catalão I a intensidade da silicificação
dos carbonatitos das porções centrais da estrutura, havendo furos de sonda que cortaram mais de
100 m de puro silexito sem conseguir encontrar o carbonatito típico. Estes silexitos, denominação
dada aos produtos desta silicificação intensa, ocorrem por toda a intrusão e, quando em profundidade,
aparecem nas mais diversas cotas, possuindo comportamento caótico. Podem conservar
ainda minerais próprios dos carbonatitos, e em alguns furos de sonda foram encontrados tipos de
transição para estes.
A perfeita carl;lcterização petrográfica das rochas do Complexo Ultramáfico-Alcalino de
Catalão I, é uma tarefa difícil em razão da grande variação existente na classificação e composição
modal de seus minerais, ao longo dos testemunhos de sondagens, únicas amostras disponíveis, em
vista da inexistência de afloramentos. Se o corte da secção delgada, por exemplo, fosse realizado em
um dos inúmeros veios de carbonatos que, invariavelmente aparecem cortando os testemunhos, a
classificação petrográfica da rocha seria a de um sovito (carbonatito calcífero) ou, muito raramente,
de um rauhaugitQ (ctU"bon~tito dolomítico), Por outro lado, se o corte coincidisse com uma porção do
testemunho, rica em flogopita, a classificação seria a de um glimerito, como poderia ser a de um

116 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
peridotito ou piroxenito serpentinizado, caso a secção delgada fosse realizada em porções ricas em
serpentina, com restos de olivina ou piroxênio, como frequentemente pode acontecer.
O mapeamento geológico de subsuperficie de Catalão I, com a delimitação dos diversos
tipos petrográficos existentes, em vista de suas ocorrências diversificadas e restritas, quase sempre
gradacionais, é uma tarefa extremamente difícil e provavelmente não realizável nos próximos 50
anos, mesmo que a cobertura de material alterado seja removida por eventuais trabalhos de lavra.
Nestas condições, é prático e cômodo, adotar uma designação global para o conjunto formado pelas
rochas ultramáfico-alcalinas originais (modificadas ou não, pelos processos de serpentinização,
flogopitização e carbonatização posteriores) e os veios carbonatíticos que as cortam, dando origem a
um sistema petrográfico que será, genericamente, denominado de silicocarbonatito. Isto não impede,
contudo, que tipos petrográficos isolados, venham a ser individualmente, caracterizados
quando dos estudos de lâminas delgadas. Assim, é possível identificar sovitos (se a percentagem de
calcita for superior a 60%); glimeritos (com percentagem de flogopita superior a 60%); serpentinitos
(se a percentagem de serpentina atingir ou ultrapassar 60%); etc.
Silicocarbonatitos
Apresentam estrutura maciça, muitas vezes brechóide, textura fanerítica média à fina e
cor escura. São constituidos essencialmente de flogopita e secundariamente serpentina, a qual,
eventualmente, pode ser o maior constituinte. A rocha geralmente está cortada por veios milimétricos
a centimétricos de carbonatos com direções variadas, de duas ou mais gerações. Como acessórios,
ocorrem cristais de magnetita de até 1 cm de diâmetro e pirita submilimétrica.
Freqüentemente, ocorrem níveis em qu~ a rocha sofre completa flogopitização, sendo
constituída quase que exclusivamente de flogopita, aparecendo eventuais cristais de magnetita
relativamente bem desenvolvidos.
Microscopicamente, apresentam textura granular, hipidiomórfica média à fina, constituída
por cristais xenomórficos, às vezes, hipidiomórficos, de flogopita, calcita, apatita, baritina,
olivina serpentinizada, serpentina, feldspato, anfibólios, piroxênios, nefelina, zircão, ~sfeno, pirocloro,
clorita, perovskita, opacos, etc.
A flogopita xenomórfica, às vezes, hipidiomórfica, em cristais submilimétricos a cen.
timétricos, geralmente é o maior constituinte, podendo apresentar planos de clivagens curvos. Alguns
cristais possuem pleocroismo distribuído geralmente em seu interior, variando de incolor a
tons de vermelho vivo, por vezes zonados. Podem ter suas clivagens preenchidas por óxido de ferro
ou carbonato. Inclusões de opacos, às vezes, são observadas. É uma constante neste mineral a alteração
a carbonatos, muitas vezes, do centro para a periferia, com uma cor esverdeada e turva.
A calcita aparece, principalmente, preenchendo veios nas mais variadas direções ou disseminada
na rocha. No último caso, pode ser produto de alteração da flogopita e apatita.
A apatita, hipidiomórfica, arredondada ou prismática, pode aparecer junto aos caro
bonatos sob a forma de veios ou intersticialmente quando prismática. Eventualmente, está alterada
a carbonatos nas bordas e clivagens.
A baritina pode ocorrer com certa freqüência, aparecendo principalmente sob a forma de
delgados veios, em pequenos cristais euédricos com a zonação característica.
A serpentina em fribras muito finas e de direções variadas, ocorre como produto de alteraçao
de olivina ou piroxênios, geralmente em agregados pseudomórficos destes minerais, os
quais possuem inclusões de apatita, flogopita e opacos, sendo suas fraturas preenchidas por carbonatos.
O feldspato, provavelmente alcalino, só aparece ocasionalmente, sob a forma de
cristais xenomórficos arredondados, onde raramente se observam maclas Kalrsbad.
O piroxênio, possivelmente aegirina-augita, ocorre muito esporadicamente, em restos
da alteração a anfibólio. Possui cor verde forte com pleocroismo até amarelo, com bordos
escuros e fraturas preenchidas por opacos. O anfibólio, produto de sua alteração é fibroso de
pleocroismo verde amarelo a verde azulado, podendo tratar-se' de eckermanita que por sua
vez transforma-se principalmente em clorita.
Como acessórios, muito raramente, encontram-se nefelina, zircão, esfeno, pirocloro
e perovskita. Os opacos, às vezes, com inclusões de apatita e estrutura em box-work, são
acessóriçs constantes, sendo a magnetita o principal, vindo em seguida a pirita.
A composição média, aproximada, para estas rochas poderia ser a da Tabela 4.

FLOGOPITA. 30-80 'Y.
C A L C I TA. J 0-60 'Y.
DOLOMITA O-IO'Y.
APATITA 0-30 %
SERPENTINA . 0-60 %
BARITINA .0- 5 %
OPACOS. 5-20%
ARFVEDSONITA. .0-10%
AEGIRINA - AUGITA. . O-I O'Y.
FELDSPATO ALCALINO. .0-5 'Y.
ESFENO. . .. . O-I O'Y.
Z I R C Ã O, A EGIRI NA, CLORITA, PIROCLORO
PEROWSKITA,MONAZITA
TABELA 4
.0- t r "o
Elaborada a partir de estudos petrográficos realizados
por professores e alunos do Curso de Geologia da UnB
em 14 amostras de silicocarbonatitos (1973).
Sovito
CALCITA .60-95%
APATITA .0- 2 5 %
FLOGOPITA . 0- 2 O %
SERPENTINA..
CARVALHO
.. .0-15%
OPACOS (Maonetito,Pirifa ,efe ). .0-15%
BARITINA. . .0- I O 'Y.
E S F E NO. . 0- 5 'Y.
MON A Z I T A,ZIRCAO,PIROC LORO
PEROVSKITA,AEGIRINA -AUGITA, 0- t r
,..
C L O RITA, K AT OFO RI TAl F LUOR ITA,.tc
Fig. 4 - Fotomicrografia de silicocarbonatito. Veio
de carbonatos (C) cortando rocha. rica em
flogopita (F), opacos e apatita (A).
Os veios carbonatíticos que ocorrem em Catalão I, de duas ou mais gerações, são em sua
grande maioria, calcíticos. Mostram estrutura maciça, textura fanerítica, média à grosseira, às
vezes fina, cor branca, constituído essencialmente de calcita e, secundariamente, apatita e flogopita.
Como acessórios, aparecem magnetita até centimétrica, raramente euédrica e calcopirita
preenchendo micro fraturas e vênulas.
Microscopicamente, a textura é granular xenomórfica média à fina, constituida de cristais
xenomórficos de calcita, apatita, flogopita, serpentina, clorita, esfeno, anfibólios, piroxênio,
zircão, monazita, baritina, opacos e eventualmente pirocloro. A calcita ocorre em pequeno cristais,
de um modo geral, arredondados, de birrefringência extrema, formando prismas alongados. A
flogopita em lamelas pleocróicas, com inclusões de apatita e opacos. Estes podem também ocorrer
intersticialmente.
A variação na classificação e composição dos constituintes minerais desta rocha pode ser
observada na Tabela 5.
TABELA 5
Elaborada a partir de estudos petrográficos realizados
por professores e alunos do Curso de Geologia da UnB
em 15 amostras de sovitos (1973).
Os rauhuagitos, raramente encontrados, têm basicamente, a mesma mineralogia dos
117

118 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
sovitos, com o carbonato sendo representado pela dolomita (60-90%) no lugar da calcita.
Glimerito
Os glimeritos que ocorrem preferencialmente na periferia do Complexo, apresentam estrutura
maciça, textura fanerítica média a grosseira, cor escura e são constituidos essencialmente
por flogopita. A rocha pode estar cortada por finíssimas vênulas preenchidas por carbonatos.
Microscopicamente, apresentam textura granular xenomórfica, média a grosseira, constituida
por cristais xenomórficos, às vezes hipidiomórficos de flogopita, calcita, apatita e opacos.
As características microscópicas destes minerais são idênticas aquelas descritas
bonatitos. A Tabela -6mostra a variação da composição moda! desta rocha.
para os silicocar-
Fig.5 - Fotomicrografia de sovito. Carbonatito (C),
apatita (A), flogopita (F) e opacos (O).
Silexito
Fig. 6 - Fotomicrografia de glimerito. Flogopita (F),
opacos (O) e veio de carbonatos (C).
Os silexitos ocorrem em afloramentos geralmente restritos, em várias partes da intrusão
e na sua periferia. A principal unidade mapeável ocorre nas nascentes do córrego do Garimpo, estendendo-se
transversalmente àquele córrego para N e S.
Em profundidade aparecem em toda a intrusão, nas mais diversas cotas, podendo
apresentar níveis superpostos geralmente não superiores a 2 m de espessura. Seu comportamento
em profundidade é caótico, podendo ocorrer intercalados ao material alterado nas mais diversas
direções. São muito abundantes nas partes centrais da intrusiva, onde os furos de sonda, após
atravessarem 150 m de sedimentos argilosos, cortaram mais 100 m sem ultrapassá-Ios.
A estrutura é maciça, geralmente marron amarelada, às vezes enegrecida. Além do
quartzo e calcedônia, podem conter ainda magnetita, pirita, baritina, apatita e minerais portadores
de terras raras que mostram cores esverdeadas. Os blocos deste silexito alteram-se de fora para dentro,
formando calcedônia pulverulenta.
Petrograficamente, os silexitos, são de composição bastante variável, podendo ser constituídos
unicamente de quartzo ou calcedônia, ou conter os demais minerais acima especificados,
isoladamente ou associados (Tab. 7). Eventualmente aparecem cristais de pirocloro. No primeiro
caso os silexitos devem ser originados a partir da silicificação das porções ultramáficas de Catalão I,
ao passo que no segundo caso, os silexitos devem ser o resultado final da silicificação dos carbonatitos.
Com excessão da calcita o restante da mineralogia destas rochas é conservada com os
processos de silicificação ocorridos.
Ao microscópio mostra textura granular xenomórfica. Além da sílica, apresentam
subordinadamente opacos, e eventuais cristais de baritina, apatita, calcita, monazita, rabdofanita,
bastnaesita, etc., e muito raramente pirocloro.
O quartzo aparece em cristais anédricos com os bordos interpenetrados, corroídos ou engrenados,
ou sob a forma microcristalina preenchendo fraturas ou cavidades com os bordos marcados
por películas de óxido de ferro.
A calcedônia tem comportamento semelhente ao do quartzo microcristalino, sendo o
segundo constituinte em abundância.

CARVALHO 119
A baritina pode ocorrer com certa frequência, aparecendo geralmente em agregados de
pequenos cristais prismáticos euédricos, com 2 V

120 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Canga rica em Magnetita
TABELA 8
ERAS PERIODOS UNIDADES
ESTRATlGRÂFICAS
L ITOLOGI AS
C
..
.õ
N
O
z
...
..
-
COBERTURAS
DETRITO
L ATERíTICAS
SOLOS LATERiTICOS
8/0U CROSTAS
L IMONITICAS
C
..
-õ
N
O.,
...
::r
CRETÁCEO
SUPERIOR -
SILEXITOS,CARBON1\
TlTOS,PIROXENITOS
o PERIDOTITOS
SERPENTlNIZADOS
C
-I!!
Ir:
'" ~i
- GRUPO ~ARAXÁ
MICAXISTOS,QUARTZl
TOS, ANFIBOLITOS,o'c
(FENITIZADOS QUAN
DO PRÓXIMOS AOS
~~T~~~R~~rp
...
u
-õ N
O
...
:::>
O
Ir:
...
- COMPLEXO BASAL
MI6MATITOS, PARA-
GNAISSES,ANFIB0L!
TOS .DIORITOS,GR1\
NITOS,METABASITOS,
etc.
As cangas ricas em magnetita nunca apresentam espessura superior a 15 m, e ocorrem
isoladamente em aglomerados de grandes matacões por toda a área da intrusão, constituindo
temunhos do extenso manto de laterização que cobriu toda a região.
tes-
As partes mapeáveis concentram-se no centro da área de rocha intrusiva, com ligeiro estiramento
para o Norte. A maior das ocorrências está localizada ao N da Lq,goa Seca e faz parte de
um verdadeiro anel interno constituído por canga, que circunda aquela depressão. Este anel está
bem destacado na topografia, embora em parte se encontre interrompido pelos efeitos erosivos.
Outras ocorrências de pequeno porte podem ser assinaladas a SE e a NW, onde se observa
canga extremamente rica em magnetita.
Esta canga, por seu aspecto e pela grande quantidade de magnetita associada, difere
sensivelmente, dos lateritos originados dos metamorfitos do Grupo Araxá. .
Mostra estrutura concrecionária, cor escura, com porfiroblastos até centimétricos de
magnetita, geralmente euédrica, mergulhados em matriz de magnetita microscópica e óxidos de ferro
diversos. Na região da Lagoa Seca esta canga é rica em baritina e calcedônia. em veios ou preenchendo
cavidades.
Microscopicamente, caracteriza-se pela repetição monótona de porfiroblastos de opacos
(magnetita) mergulhados em matriz de óxidos de ferro diversos.
A magnetita geralmente é entrecortada por veios de quartzo formados por cristais
muitos finos. Cavidades podem também estar preenchidas por quartzo. Sua origem deve estar
relacionada com os proceSsos de laterização ocorridos. Nas rochas frescas de Catalão I, ricas em
magnetita, não foram observados cristais deste mineral comparáveis na quantidade e no tamanho
com aqueles encontrados nas cangas lateríticas. Estudos mais detalhados, são necessários para
uma melhor definição da origem destas magnetitas.
A baritina ocorre como porfiroblastos eué~ricos imersos na matriz de óxidos de ferro,
tendo um aspecto plumoso característico geralmente zonado, podendo também ocorrer em agregados
de pequenos cristais prismáticos.
A celestina também pode ocorrer em pequenos cristais, sendo distinguida da baritina
o unicamente pelo 2V>45 , o que torna s\1aidentificação difícil pelos métodos óticos usuais.
A canga rica em magnetita,.muitas vezes, cede lugar a canga que eventualmente contem
pirocloro. Este tipo de canga apresenta a magnetita cortada por veios de quartzo subparalelos formados
por cristais muito finos. O pirocloro aparece em pequenos cristais euédri,cos, marron amarelados,
zonados, isótropos e de baixa refrigência, que ocorrem junto aos veios de quartzo.
Conglomerado Limonitico
É uma canga de caráter conglomerático que contém seixos e blocos de materiais diversos

CARVALHO
aglutinados por cimento magnetítico e limonítico. Sua ocorrência é restrita às proximidades da borda
N. Aparece margeando de um lado e do outro o cônego Chapad4o, numa distância aproximada
de 600 m, com largura nunca superior a 200 m. Tal canga só difere daquela rica em magnetita pela
presença de blocos e seixos de quartzito e silexito.
Apresenta estrutura conglomerática e coloração escura, com seixos de alguns até 50 em,
sendo englobados por matriz de óxido de ferro e magnetita submilimétrica. Os seixos sem selecionamento,
podem estar rolados, sub-rolados ou brechados, e geralmente são de quartzito ou si.
lexito. Grandes cristais de magnetita são, comumente, observados.
Solo Lateritico Rico em Vermiculita
Junto à borda E da intrusão, nas partes mais dissecadas, ocorre um solo amarelo, ar.
giloso, muito rico em palhetas de venniculita, com seixos irregulares e concreçôes silicosas. É pobre
em magnetita, contento i1menita e anatásio.
Esta unidade aparece numa faixa de direção N-S, acompanhando a borda E e tendo continuidade
na borda N. Pode ocorrer, também, abaixo da cobertura de solo laterítico rico em magnetita.
É o produto de alteração de rochas ricas em flogopita, ou seja os glimeritos.
Solo Lateritico Rico em Magnetita
A porção W da intrusão é ocupada por um solo laterítico, amarelo a vermelho, argiloso,
contendo magnetita, ilmenita, martita, quartzo ou calcedônia, barita e eventualmente apatita,
identificáveis macroscopicamente. Esta unidade cobre cerca de 2/3 da área da intrusão.
Caracteriza.se por um pequeno conteúdo de quartzo e por uma relativamente grande
quantidade de magnetita.Freqflentemente observa-se um horizonte de até dois m de espessura,
constituido à base de restos da desagregação mecâIrica de crostas limoníticas, representados por
pequenos n6dulos de cangas associados a material da fração argila. Abaixo deste horizonte, o solo
toma-se mais argiloso, de coloração amarelada, friável e menos rico em magnetita.
Sedimentos ArgDosos
Sondagens realizadas na depressão central da estrutura, conhecida como Lagoa Seca,
cortaram 150 m de sedimentos argilosos, possivelmente transportados, sobrepostos aos silexitos
que se seguem. Pouco antes de atingir estas rochas, as colunas de perfuração encontraram um delgado
nível de material grosseiroconstituido à base de pequenos seixos rolados de silexito e mago
netita. Por outro lado, alguns furos de sonda, realizados proximos aos limites externos da Lagoa
Seca, onde afiora canga rica em magnetita, após ultrapassarem estas crostas, encontraram um
material argiloso semelhante àquele encontrado na depressão.
A presença de seixos rolados no fundo da Lagoa Seca e de seus sedimentos abaixo das
crostas limoníticas terciárias, permitem supor que a atual' depressão já constituia, no Terciário,
uma grande cavidade de forma aproximadamente e1íptica com um delgado estiramento para o norte,
com pelo menos 150 m de profundidade com o eixo maior (E.W) de 700 m e o menor (N-SI de 500 m,
aproximadamente,que foi totalmente preenchida com material transportado das encostas vizinhas.
Como se formou esta cavidade? Os elementos disponíveis fazem supor que no local em questão,
ocorreu a formação do stock carbonatítico principal do Complexo e que, antes de sua silicificação,
aconteceu o desenvolvimento de uma dolinà de dissolução ou mesmo de desmoronamento com as
dimensões da atual depressão.
Os sedimentos que estão preenchendo esta depressão, são nos primeiros. 30 metros constituidos
de argilas plásticas, cauliníticas, extremamente fmas, de cor branca a cinza claro, em que se
encontram, eventualmente, cristais idiomórficos de vivianita, de até 2 em. Na continuação do perfil
nota-se apenas uma variação na coloração, que passa a ser amarelada.
Outros sedimentos argilosos, de origem recente, extremamente ricos em matéria orgânica,
podem ser encontrados numa depressão completamente a1agada que constitui uma das
cabeceiras do cônego doChapadão.
Estêa aedimentoa poaauem pequena espessura, nAoatingindo 1,50 m e são de cor escura,
característica dos materiais impregnados de humus.
121

122 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Condicionamento Geotectônico e Estrutural
ASPECTOS GEOTECTONICOS ESTRUTURAIS,
ESTRATIGRÁFICOS E GEOHISTORICOS
o Complexo Catalão I, constituido por rochas ultramáficas-alcalinas cortadas por veios
de carbonatitos, está situado em uma zona de fraqueza da crosta terrestre. Forma com os complexos
semelhantes de Catalão 11, Serra Negra, Salitre, Barreiro (Araxá) e Tapira um alinhamento de intrusivas
dômicas que, segundo Grossi-Sad (1972), é de formato curvo acompanhando as bordas da
Bacia Sedimentar do Paraná.
De acordo com Kukharenko et alii (1961), esses complexos só ocorrem em condições
geotectônicas específicas, onde os deslocamentos verticais de grandes blocos da crosta terrestre são
os principais movimentos tectônicos. Estes' deslocamentos ocorrem concomitantemente com dobramentos
realizados alhures. As fraturas surgidas como reação das estruturas rígidas da plataforma
aos movimentos de dobramento nas faixas móveis, guiaram a ascensão do magroa ultramáficoalcalino,
produzido por fusão seletiva de material do manto.
No sul de Goiás, as estruturas regionais desenvolveram-se sobre duas unidades estratigráficas
pré-cambrianas (Complexo Basal e Grupo Araxá) e a cada uma delas corresponde pelo
menos um padrão estrutural. Isoladamente, o Complexo Ultramáfico-Alcalino de Catalão I constitui
a mais notável estrutura da região que se enquadra dentro de um condicionamento geotectônico
bem definido, como foi visto acima.
Diversos ciclos tectogênicos ocorreram na região, havendo superposição dos mesmos
nas unidades estratigráficas mencionadas, tornando difícil a análise estrutural destes eventos.
Existem boas possibilidades de que as estruturas singenéticas à evolução do Grupo Araxá, até a sua
estabilização, correspondam aos grandes eixos de direção principal EW-WNW.
É lícito prever que as feições estruturais pré-existentes nas unidades estratigráficas
mais antigas foram absorvidas pelos eventos tectônicos mais novos, inclusive com restauração
completa de algumas estruturas.
Regionalmente pode-se observar uma acentuada concordância entre o Complexo Basal e
as estruturas sobrejacentes características das rochas do Grupo Araxá, sendo contudo difícil esta
observação em escala de detalhe, uma vez que as rochas desta unidade, raramente, apresentam
desenvolvimento de estruturas planares e lineares passíveis de medição.
No Complexo Ultramáfíco-Alcalino de Catalão I, os efeitos da tectônica rígida estão
bastante claros, com um sistema de falhamento e fraturamente radial periférico bastante característico.
Estas feições estruturais só podem ser mapeadas nas bordas do Complexo. Internamente em
virtude do elevadíssimo estado de alteração de suas rochas elas estão completamente mascaradas.
Algumas mudanças bruscas nos valores radiométricos têm sido interpretadas como evidências de
falhamentos, dentro da estrutura.
Seqüência estratigráfica
As unidades estratigráficas ocorrentes na região de Catalão podem ser visualizadas na
Coluna Estratigráfica mostrada na Tabela 8.
Geologia histórica
Ainda no Pré-cambriano depositam-se as camadas Araxá em ambiente geossinclinal. A
sedimentação é predominantemente pelítica e psamítica, mas há pequenas intercalações de margas
calcárias e outras litologias.
Esses sedimentos foram atingidos pelo ciclo tectônico Baicaliano, com intenso dobramento
e falhamento, acompanhado de metamorfismo. Sua direções estruturais condicionam a
delimitação da Bacia sedimentar do Paraná no Paleozóico.
Segue-se um longo período de estabilidade e no Mesozóico em consequência da lenta
subsidência da Bacia Sedimentar do Paraná, reativam-se antigas falhas da plataforma. Abrem-se
geoclases dando passagemao magroa toleítico que forma extensos derrames ao sul de Catalão.
Durante a movimentação em direção à superfície, parte do magroa basáltico sofre
modificações, responsáveis pelas intrusões ultramáficas-alcalinas de Catalão I, Catalão 11, Serra

CARVALHO 123
Negra, Salitre, Barreiro e Tapira. Datação pelo método K/ Ar no Laborat6rio de Geocronologia da
USP mostram idade de 70 a 90 m.a. situando essas rochas no Cretáceo Superior.
A ascenção da ultramáfica-alcalina encontra em Catalão um teto muito resistente nos
quartzitos do Grupo Araxá, deformando-os domicamente A intrusão dômica acarreta também
modificações metassomáticas na encaixante, originando os atuais fenitos.
Posteriormente à intrusão, fenômenos autometassomáticos ou hidrotermais modificam
as rochas ultramáficas originais, conduzindo ao aparecimento de processos de serpentinizaçAo e
flogopitização. Nas fases mais tardias do magmatismo, o Complexo é intensamente falhado e
fraturado. Aproveitando essas fraturas e falhas, por processos autometassomáticos ou magroáticos,
a intrusiva é intensamente carbonatizada, dando origem aos atuais carbonatitos.
Num período, compreendido entre o evento dos carbonatitos de Catalão I, possivelmente
ainda no Cretáceo Superior e o início dos processos de laterização, no Terciário, ocorreu a formação
de pelo menos uma dolina, no plug carbonatítico central. Também neste intervalo de tempo,
deve ter acontecido a intensa silicificação que alterou indistintamente várias rochas do Complexo,
originando os atuais silexitos. A partir dai, a dolina teve o seu desenvolvimento interrompido, tendo-se
iniciado o seu preenchimento por sedimentos transportados a partir das encostas vizinhas.
Em seguida, o intemperismo e a erosão, atuando sobre o domo, desgastam a encaixante,
fazendo sobressair topograficamente o quartzito mais resistente. A ação do intemperismo químico,
na intrusiva, determina enriquecimento supergênico dando origem aos atuais depósitos minerais.
A partir do Terciário, segundo Barbosa (1966), toda a região é submetida a intenso
processo de laterização. As cangas que hoje aparecem abundantemente na área da intrusiva e o
laterito nodular na região dos metamorfitos testemunham a intensidade do fenômeno.
AGRADECIMENTOS
o autor deseja consignar o seu agradecimento à Diretoria Técnica da METAGO pela
autorização de publicação deste trabalho bem como ao Professor Dr. Aluízio Licínio de Miranda
Barbosa e aos geólogos Pérsio Mandetta, Carlos Maranhão Gomes de Sá e Tércio Pina de Barros
pelas sugestões e revisões finais do texto.
Reconhecidamente agradece também à equipe técnica do Projeto Catalão, tanto do pas.
sado como do presente, em cujo seio foi possível amadurecer as idéias e pontos de vista emitidos
neste trabalho, através da constante troca de informações e opiniões construtivas.
BIBLIOGRAFIA
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GRANITO DE CAMPO FORMOSO - Da
MARIA ALBA FARIAS TANNER DE OLIVEIRA., RAYMUNOO JOS~
BULCÁO FROES., TEODORO TANNER DE OLIVEIRA.
ABSTRACT
The granitlc body ..hlch i. in contact with the _tem JD&l1IÚIof the Serra de Jacobine lho..., in the ",gion of Campo Formoeo,
unulUal magmatic featUl8l.
Samples were studied from azone inc1udingthe contactand4kmfromit.
The petrographic study showed the rocks to be of granodioritic to granitic compo.ition with tipicaUy magmatic textures.
The petrochemica1 .tudy confirmed the magmatic characterof the rock8~.
Field evidence and certain petrographical details .uggest tilat total anetexis of pI8.existing gneiss.. occurred.
INTRODUÇAO
Na região de Campo Formoso, ao norte da Serra de Jacobina, ocorre um corpo granÍtico
de consideráveis dimensões, em contato tipicamente magmático com as formações metassedimentares
da serra.
O presente trabalho trata dos resultados obtidos com o estudo de 19 amostras, coletadas
no granito, ao longo do contato ou próximo a ele. Este estudo tem o objetivo de contribuir para uma
melhor compreensão da gênese deste granito, ainda não definitivamente esclarecida.
A área estudada corresponde a uma faixa de 4 km de largura por 20 de comprimento, estendendo-se
a partir da Cidade de Campo Formoso para N.
Campo Formoso situa-se nas coordenadas geográficas de 10°30' de Lat S e 40°18' de
Long W, distando em linha reta, 340 km de Salvador. O acesso à área pode ser feito por rodovias
pavimentadas, percorrendo-se 405 km, a partir da capital do Estado.
·IG/UFBa

126 ANAIS DO XXVI/1 CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Trabalhos Anteriores
Graças às jazidas de cromita associadas às rochas ultrabásicas que ocorrem proximas à
área, a região mereceu a atenção de diversos autores. No entanto, pouco foi dito a respeito das
rochas graníticas, sendo estas classificadas genericamente como granito-gnaisse, mjgmatitos ou
ainda granitos intrusivos, mas sem maiores considerações a respeito.
Griffon, 1967, considerou-as como de origem anatética, com evidências de metassomatismo.
Brito Neves, 1972, admite conclusIvamente uma origem metassomática, com refusão local, mas
reconhece uma homogeneidade litológica suficiente, para classificar estas rochas como Granito de
Campo Formoso.
Uma única amostra deste granito foi datada ~r Távora, 1969, pelo método K/ Ar, com
moscovita, apresentando idade em torno de 1.000 X 10 anos, que de acordo Cordani et alii, 1969,
aparentemente é da mesma ordem daquelas do grupo Jacobina (metassedimentos).
Geologia
Duas grandes unidades litoestratigráficas, constituem a geologia da região: o Grupo
Jacobina 9 o Granito de Campo Formoso.
O Grupo Jacobina constitui uma seQÜência de quartzitos, xistos e filitos intercalados,
estruturado em sinclinais e anticlinais muito fechados e estirados, tendo em conjunto um aspecto de
homoclinal, com fortes mergulhos para leste. A direção geral é NoS, mas na área em estudo, sofre
uma inflexão, descrevendo um grande arco (Fig. 1).
Morfologicamente constitui uma serra com altitudes que alcançam 1.000 m, e largura de
cerca de 6 km, apresentando escarpas muito abruptas.
O contato com os gnaisses e mjgmatitos a E é feito por falhas de acavalamento.
O granito de Campo Formoso, constitui um chapadão bastante dissecado, de altitude
médiade500m.
A sua área de afloramento compreende aproximadamente 1.000 km2. Ao norte e ao sul
está em contato difuso com migmatitos e gnaisses. A oeste encontra-se recoberto por calcários do
Grupo Bambuí (Formação Sete Lagoas). O contato a leste faz-se com o Grupo J acobina. Esse contato
apresenta evidências típicas de intrusão magmática. Ao sul de Campo Formoso, seguindo a estrada
para o povoado de Limoeiro a 500 m da igreja da Gameleira, indo em direção à encosta da
serra, encontra-se um grande afloramento de granito, com xenólitos de quartzito verde, do Grupo
Jacobina. Ao norte da área, também no contato, à 8ltura da Vila de Socotó, observam-se grandes
apófises de granito penetrando nos quartzitos.
Falhas e fraturas longitudinais e transversais à serra afetam tanto o Grupo Jacobina
como o granito adjacente.
Material e Método de amostragem
Tendo como base fotografias aéreas na escala 1:25.000, procurou-se coletar as amostras
em espaçamentos constantes a partir do contato. Devido à precariedade dos acessos e a falta de
afloramentos, não foi possível obedecer a um rigido sistema de amostragem. Conseguiu-se no entanto,
amostras representativas do contato, e de 0,5 km, 1,0 km, 2,0 km,3,0 kme 4,0 km distantes.
As amostras foram coletadas ao longo de estradas, trilhas e cursos d'água (Fig. 1).
PETROGRAFIA
As rochas estudadas tem coloração cinza a rosea, granulação fanerítica fina a média.
Quando há predominância de plagioclásio, são rochas hipidiomórficas, se entretanto predomina o
feldspato potássico são alotriomórficas.
Os feldspatos encontram-se em parte, não geminados. Para a sua identificação foi
utilizado o teste de coloração com cobaltinitrito de sódio (Chayes, 1952). A análise modal foi feita
para 19 seções delgadas, utilizando o método Chayes, 1949, tendo sido contados 3.000 a 3.500 pontos.
Os resultados estão apresentados na Tabela 1. Quartzo, microclina e plagioclásio modais foram
recalculados para 100, e os resultados lançados no diagrama Qz -Plag - K.Felds, Figura 2, de acor-

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do com Moore, 1969, para melhor classificar as rochas. Observa-se que a composiçãó varia de
granodiorito até granito, havendo uma maior concentração no campo do quartzo-monzonito.
De modo geral, as rochas estudadas ao microscóPio slo muito semelhantes, tanto do
ponto de vista textural como mineralógico.
Há evidências de esforços posteriores. cristaHzaçlo observadas em quase todas 88
liminas, tais como: microquebramento dos grãos, planos de geminaçio e clivagem encurvados, ex-
n'
127

128 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
tinção ondulat6ria no quartzo e feldspatos. É notável a ausência absoluta de minerais acessórios.
tUARTZO
Fig. 2 - Diagrama de Moore, 1959 para Classificação de Rochas Igneas Ácidas.
Mineralogia
Quartzo - Em todas as amostras ocorre de forma intersticial, fortemente fraturado, e por
v~zes com extinção ondulat6ria; nas amostras mais distantes do contato apresenta aspectos de
refusão. Observou-se também, em uma amostra, inclusão de moscovita.,
Microclina - Apresenta a~pectos bastante variados. A granulometria numa mesma
amostra pode variar de muito fina à média, e a forma de anedral até euedral. Observou-se que os
grãos menores tem maior tendência ao euedralismo que os grãos mais grosseiros.
Oligoclásio - Tem uma maior tendência a euedralismo que a microclina. Apresenta-se
tipicamente zonado. A geminação quando presente é do tipo albita e albita-Carlsbad. A mirmequita
é muito abundante, com e sem continuidade ótica. Na amostra 19,a 1 km do contato, encontra-se
em textura tipo rapakivi, envolvendo a microclina, esta de forma irregular. O grau de alteração é
por vezes pronunciado e, como a microclina, está alterado em argilo-minerais e sericita.
Moscovita - Ocorre em cristais sub-édricos bastante desenvolvidos e intimamente associada
à biotita. Encontra-se presente em todas as amostras estudadas estando intersticial aos
demais grãos da rocha, o que demostra a sua origem primária. Observam-se evid~ncias de esforços
posteriores à cristalização, apreseritando-seentão bastante deformada.
Biotita - Apresenta-se em menor quantidade que a moscovita a qual está asso-

OLIVEIRA, FRÓES, CJUVEIRA 129
ciada. O pleocroísmo varia de castanho a verde. A cloritização é bastante pronunciada com
exsolução de óxido de ferro, que fica concentrado no plano de cilvagem do mineral.
Quartzo
Microclina
Plagioclásio
Biotita
Moscovita
TABELA 1
Análises Modais
17,9 28,9 18,9 25,5 25,3 22,5 20,2 15,6 24,8 35,3 25,0 20,6 29,8 25,3 24,0 23,9 24,6 22,1 22,4
68,4 44,9 26,8 36,3 19,6 24,8 42,2 43,8 34,6 22,2 41,2 25,5 22,1 50,9 32,9 49,6 49,5 27,2 42,2
10,7 17,2 47,6 30,2 45,7 43,1 21,8 28,8 32,7 31,2 27,2 31,S 41,3 15,4 37,6 16,9 17,2 30,0 22,0
1,3 4,8 1,9 2,8 6,0 5,0 5,7 5,2 5,8 3,6 4,1 2,5 1,6 6,1 3,1 2,1 1,9 5,7 2,6
1,7 4,2 4,8 5,2 3,4 3,7 10,1 6,6 2,1 7,7 2,5 19,9 5,2 3,2 2,4 7,5 6,8 5,0 10,2
TABELA 2
Análises Químicas
19 32-a
Si02 71,79 67,75
Al203 14,46 14,69
Fe203 2,72 0,23
FeO 1,68
MgO 0,63 1,11
CaO 1,63 3,10
Na20 3,73 3,82
K20 3,41 4,45
Ti02 0,68 1,06
MnO 0,09 0,10
P20S 0,21
H20+ 0,50 1,34
Total 99,64 99,54
VARIAÇÁOQUIMICA
46
70,90
15,22
0,71
0,41
2,02
4,47
4,06
0,89
99,97
Três amostras foram selecionadas para análises químicas (realizadas pelo Laboratório de
Mineralogia e Petrologia do Instituto Superior Técnico da Universidade Técnica de Lisboa), Tabela 2,
a partir das quais calculou-se as normas CIPW (Johansen, 1939), e os valores de Niggli, vistos na
Tabela 3.
Há de se notar que as normas acusam a presença de piroxênios e acessórios, tais como ilmenita,
hematita, esfeno e rutilo que não foram encontrados quando no estudo petrográfico. Isto é
explicável pela presença de biotita que forneceu os elementes químicos necessários para formar no
cálculo normativo, esses minerais acessórios.
Com base nos parâmetros CI,PW-Lacroix as rochas foram denominadas de granito
monzonítico e granito akerítico, ambos da família dos granitos alcalinos. Quimicamente não poderse-ia
ter granodiorito como encontrou-se no diagrama de Moore, já que-esta rocha tem parâmetro
r= 4 e obteve-se, para as amostras analisadas, r= 2.
Determinou-se ainda, a partir das normas, os índices de diferenciação, de acordo com
Thornton e Tutt1e 1960, os quais variam de 79,6 a 84, 4, o que revela o caráter álcali-ácido das rochas
em estudo. Os resultados foram lançados no dü1.gramade curvas de contorno para 5.000 análises das
6O-a

130
ANAIS DO XXVIII COlfGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
TABELA 3
Normas CIPW, Valores de Nigglie Índices
de Diferenciação (I. D.)
19 32-a 46 19 32-a 46
Q 32,8 20,8 24,7 H2 0,5 1,3 1,3
Or 20,0 26,3 23,9 Si 377,3 314,5 369,2
Ab 31,4 32,5 37,7 ai 44,8 40,1 46,5
An 8,1 9,7 9,5 fm 15,7 14,2 6,3
Wo 0,1 c 9,2 15,3 11,3
Di 1,6 4,5 1,9 aIk 30,3 30,4 35,9
Hy 1,9
C 1,7 1. D. 84,2 79,6 86,4
il 2,0 1,5
Hm 2,7
Sph 0,2
Ru 0,6
Parâmetros CIPW - Lacroix e classificação das rochas
19= 1.3(4).2.4 Granito akerítico
32 = 1.4.2.3. Granito monzonítico
46 = 1.4.2.3. Granito monzonítico
TABELA 4
Albita, Quartzo e Ortoclásio Normativos
Recalculados para 100
19 32-a 46
Quartzo 39,0 26,1 28,6
Albita 37,3 40,8 43,7
Ortoclásio 23,7 33,1 27,7
tabelas de Washington, citado em Thornton et alii, 1960, Figura 3, onde se observa o caráter super
saturado em Si02, em relação aos demais óxidos. Os pontos no diagrama ficaram muito próximos o
que revela uma faixa de variação muito estreita. Portanto as rochas exibem um quimismo semelhante
entre si e são geneticamente associadas.
Recalculou-se as normas de quartzo, albita e ortoclásio para 100, apresentadas na
Tabela 4.
Os resultados foram lançados no diagrama sílica-Ab-Or-H20 (Fig. 4) de acordo com Tuttle
et alii, 1958, situando-se próximos à área do fundido mínimo o que evidencia o caráter magmático
das rochas em estudo.
Todos os pontos localizam-se no campo das rochas magmáticas, no entanto o granodiorito
(amostra 19) situa-se no limite rochas ígneas-sedimentares.
° estudo petrográfico desta
rocha mostrou características diversas das demais rochas, tais como: vênulas de quartzo, cortando
os feldspatos,
de refusão.
microclina envolvida por oligoclásio (textura rapakivi) e grãos de quartzo com aspectos
Lançou-se os valores de Niggli, no diagrama al-alk versus c (Fig. 5).

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Fig. 3 -- Curvas de contorno de Washington, com as amostras do granito estudado, localizadas.
A.
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SiOt
~/~ .,.
80D -----__
no--
Fig. 4- Sistema Ab-Or-Si02 - "20 numa pressão de
água de 2.000 bárias -- Tuttle e Bowen, 1958.
A posição do fundido mínimo é indicada pelo
ponto M.
/
0'
õ
õ
\
\
\
I
/ D~if,
Fig. 5 -- Diagrama de Niggli -- al-alk versus c.

---
132 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO OE GEOLOGIA
CONCLUSOES
1. As rochas são magmátic~s, como prova o caráter intrusivo dos contatos, a mineralogia,
as texturas e os valores petroquímicos.
2. A não eyidência de zoneamento no corpo intrusivo, a ausência de minerais acessórios,
e a passagem gradativa para migmatitos ao N e gnaisses ao S, indicam que o magma foi originado por
anatexia a partir dos gnaisses encaixantes.
3. A cristalização deu-se à alta PH20, acima de 3.000 bárias (Turner e Verhoogen,
1961) permitindo a cristalização de moscovita. O relativo empobrecimento em feldspatos potássicos
para a maioria das rochas seria conseqüência da cristalização de moscovita.
4. A ausência de acessórios é possivelmente conseqüência da composição químicomineralógica
das rochas primitivas.
5. A textura rapakivi e os aspectos de refusão no quartzo são feições herdadas do
processo de anatexia e são comuns em granitos pós-cinemáticos (Didier, 1973).
6. A colocação do granito foi possivelmente pós-Jacobina, como indicam algumas
feições estruturais e de contato tais como assimilação de xenólitos, apófises intrusivas no quartzito
e o próprio arqueamento da serra na área. No entretanto falta-nos dados mais precisos para afirmar
categoricamente.
AGRADECIMENTOS
Os autores agradecem especialmente ao Dr. lan Mc Reath, pela orientação e críticas ao
trabalho; à equipe de geólogos e estagiários do Setor de Petrografia do Departamento de Geoquímica,
a cooperação nos trabalhos de laboratório; e a Profa. Adelaide Mussi Santos, Chefe do Departamento
de Geoquímica do Instituto de Geociências da UFBa, o apoio financeiro, através do
Convênio FNDCT-221-CT.
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1 :50.000.
GEOLOGIA E PETROGRAFIA DA REGIÃO DE CACONDE, SP
MARCOS AURÊLIO FARIAS DE OLIVEIRA., FRANCISCO RUBENS ALVES.
ABSTRACT
An area of 300 km2 located between Long. 46°37' to 46°47' W and Lat. 21°30' to 21°40'
S, was geologica1ly mapped in a ocale
Litologically the region is made up of migmatiteo and granuliteo of Pre-cambrian age. Three kinds of migmatites are deseribad:
granite-like migmatites, amphibole granulite migmatites with subordinate leucosome and feldspar bearing quartzitic migmatiteo. Charnockiteo
and leucocratic alaskitic granulites are the chief granulitic rocks mapped. Quartziteo, dolomitic marble and calc.silicate rocks are subbordinate.
Banding and foliation, dipping about 20° Sare always present in allrock typeo in the area.
Petrographic studies show that some mineral assemblages hypersthene . diopside . mesoperthite, demonstrative of high grade
regional metamorphism (granulite fecies) are aseociated with lower grade aseemblageo. microclipe . hornb1ende . bõotite . indicating retrometamor.
phic conditions (amphibolite facies). This latter metamorphic episode is reeponsible for the formation of moot of the-migrnatites occuring in the
area, chiefly the granitic ones.
INTRODUÇÃO
o presente trabalho, iniciado em 1973, faz parte de um plano mais amplo de levantamentos
geológico-petrográfico na região norte noroeste do Estado de São Paulo e sul de Minas Gerais.
Estes levantamentos tiveram início em 1968 com os trabalhos desenvolvidos por um dos
autores nas vizinhanças de São José do Rio Pardo (Oliveira, 1973) e deverão estender-se futuramente
para norte e leste (Guaranésia e Guaxupé) e sul (Divinolândia e São Sebastião da Grama) das
regiões já estudadas. A finalidade destas pesquisas é, em primeiro lugar, a confecção de cartas
geológicas na escala 1:50.000, que deverão apresentar detalhamento petrográfico; com base nesses
elementos, tentar-se-á contribuir para o conhecimento da gênese dos granulitos e migmatitos da
região.
Poucas pesquisas geológicas anteriores foram realizadas na região; os trabalhos de
Gomes et alii (1966), em que os autores descrevem a ocorrência de pargasita em dolomitos metamórficos
associados às rochas gnaíssicas e charnockíticas da facies granulito; o trabalho de Ebert
(1968) que menciona a ocorrência de charnockitos na região; e o trabalho de Oliveira (op. cit.) em
que o autor faz um estudo petrológico pormenorizado dos granulitos de São José do Rio Pardo, SP.
*IG/USP

--
134 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
A carta ora apresentada abrange aproximadamente 300 km2 e está compreendida entre
os paralelos 21 °30' e 21 °40' de lato S e os meridianos 46°47' e 46°37' W (Fig. 1). Como base cartográfica
foi utilizada a folha de Caconde, SP, publicada pelo IBGE em 1970, na escala de 1:50.000.
As indicações fotogeológicas, tais como contatos aproximados e principais lineamentos estruturais,
foram obtidos em fotos aéreas na escala de 1:25.000 da firma PROSPEC, vôo de 1962 efetuados
para o IAC. A densidade de observações foi de aproximadamente 1,5 pontos por km2.
MAPA GEOLÓGICO DA REGIÃO DE CACONDE SP
SEÇÃO GEOLÓGICA A B
~
,
LITOLOGIA
B
LEGENDA
~ Sedimentos (Carboni'ero-Cr.téceo)
c=J
E!3
Migmatito granítlco
Migmotito anfibóllo granu!ítico
~ Mi",motlto quartzítico
Hipar.tlnio Granulito (Chornockito)
C33
~ Gronulito oloskitico
~ Granulito básico
~ Quortzito
11II Mórmore dolomítico
C. Leitos calco-silicáticos
~
G Leitos com granada
,,-/
Contato aproximado
Contato obs.rvado
Fo Iho observada
:~~~g9rC~o.to
. lineamentos foto-
"3Q.. Direçõo e mergulho do folioçao
$ Folioçao horizontal
10\" Direção e caimento de eixo de dobro
.<
Estrados. caminhos ;:Jrincipais
Rio e drenogem
~ Barragem
'X'
Mina _ Cidade
N
M. A. F. DE OLIVEIRA
F. R. ALVES
1974
A região de Caconde é constituida por rochas metamórficas de idade pré-cambriana. A
única ocorrência de rochas sedimentares mais recentes (Carbonífero-Cretáceo) situa-se na porção sul
da área e é representada por 3 pequenos corpos descritos por Oliveiraetalii, 1974 (Fig. 1).
Os migmatitos são os tipos litológicos predominantes e no mapa geológico da Figura 1
foram divididos em 3 tipos: migmatitos graníticos, os mais abundantes, aflorando na porção sul da
área; migmatitos anfibólio granulÍticos, predominando nas proximidades da cidade de Caconde, e
migmatitos quartzíticos, muito ricos em quartzo e freqüentemente com intercalações quartzíticas.
Como tipos menos comuns foram mapeados hiperstênio granulitos (charnokitos), granulitos alaskíticos
(quartzo-feldspáticos), granulitos básicos, quartzitos e um grande corpo de mármore dolomitico.
Foram registradas ainda leitos de rochas calco-silicáticas e leitos ricos em granada
(granada gnaisses ou granulitos).

OLIVEIRA, ALVES 135
Os contatos anotados no mapa são quase todos aproximados, considerando-se que
muitas vezes não existe delimitação definida entre certas litologias. Como por exemplo deste fato.
temos migmatitos graníticos passando gradativamente para migmatitos quartzíticos e esses por
sua vez para quartzitos. Além disso. a fina alternância de leitos de composição diferente e o baixo
mergulho da foliação tornou muito difícil traçar um limite exato entre as várias litologias e deu aos
corpos mapeados formas pouco comuns.
Migmatitos Graníticos
Como migmatitos graníticos foram denominados tipos petrográficos caracterizados pela
predominância do neossoma em detrimento do paleossoma e pela grande riqueza em feldspato
potássico (microclínio) freqüentemente porfiroblástico. Utilizando-se a nomenclatura proposta por
Bonorino (1970), esses migmatitos são representados por 2 tipos predominantes: embrechitos bandados
e embrechitos de olhos (augen gnaisses). Subordinadamente, são encontrados flebitos pitgmáticos
e agmatíticos. Essas rochas constituem a metade sul da área mapeada, separada da metade
norte por extensa linha de falha que provocou a sobrelevação topográfica do bloco sul em relação ao
bloco norte. No bloco norte constituem corpos lenticulares intercalados em quartzitos ou em migmatitos
quartzíticos.
A composição mineralógica desses migmatitos é bastante simples. O neossoma granitico,
sempre dominante, apresenta quartzo, microclínio, pertita e plagioclásio (An23) como minerais
essenciais. Hornblenda verde parda e biotita são os minerais ferromagnesianos característicos
ocorrendo, porém, em pequenas quantidades. Zircão é o acessório comum. O microclínio forma
freqüentemente porfiroblastos poiquiloblásticos, quase sempre rodeados por mirmequitas. O paleossoma
é representado por hornblenda ou piroxênio granulitos em que plagioclásio freqüentemente
antipertítico, quartzo e hornblenda pardoesverdeada são os minerais principais. Menos comumente
são encontrado biotita pardo-avermelhada, clinopiroxênio e feldspato potássico pertítico intersticial.
Os acessórios são a apatita, o zircão e os opacos, e chama a atenção pela abundância e por
ocorrerem sempre agrupados e associados aos leitos de ferromagnesianos. Em aigumas amostras
do tipo augen foram identificados porfiroblastos de granada.
A textura apresentada por essas rochas é geralmente granoblástico cataclástica: leitos
mais cataclásticos (microgranulados) alternam-se com leitos de quartzo alongados ou quartzofeldspáticos
com microclínio e pertita (Fotomicrografia 1).
Intercalações de rochas quartzíticas. inclusive granatíferas foram anotadas, sendo,
porém, pouco comuns dentro desse tipo de migmatitos.
Fotomicrografia I - Leitos em grãos alongados de
quartzo intercalados a leitos microgranulares (quartzo
feldspáticos) recristalizados em migmatito granítico.
Nicois semi cruzados.
Migmatitos anfibólio granulíticos
Foto 1 - Afloramento de migmatito anfibólio granulítico
semi alterado mostrando dobra similar
isoclinal inclinada.
São rochas de coloração global cinza, estrutura bandada e muitas vezes dobradas.

136 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Podem se denominadas de flebitos estromátiticos quando com estrutura bandada retilínea ou de
flebitos diadisíticos quando dobrado (Bonorino, op. cit.) (Foto 1).
As bandas claras, granitóides, compõem-se de quartzo, pertita ou microc1ínio e pIagioc1ásio,
sendo que biotita e homblenda são os ferromagnesianos encontrados. Raras vezes discordam
da foliação do paleossoma. Apresentam granulação média porém há casos em que sua granulação
toma-se grosseira, até pegmatítica.
As bandas escuras são anfibolíticas ou anfibólío granulíticas, sendo o plagioclásio
(An35) antipertítico, quartzo, hornblenda verde ou verde parda, clinopiroxênio e biotita os componentes
principais, e aparecendo subordinadamente pertita intersticial. Opacos e apatita são acessórios
comuns. O clinopiroxênio, quando presente, está corroido e alterado em homblenda verde.
Esta por sua vez transforma-se com freqüência em biotita amarela. Epidoto, titanita e clinozoisita
são minerais secundários.
A textura geral desses migmatitos é granoblástico catac1ástica.
Migmatitos quartzíticos
A passagem dos migmatitos anfibólio granulíticos para migmatitos quartzíticos se dá
pelo aparecimento de leitos quartzíticos nos primeiros, não sendo possível delimitar contatos entre
ambas as litologias.
Sob esta denominação estão sendo agrupadas rochas com paleossoma predominantemente
quartzítico e com neossoma quartzo-feldspático. A estrutura dominante é a bandeada.
As rochas quartzíticas que constituem o paleossoma podem ser monominerálicas, formadas
apenas por quartzo ou apresentarem, além do quartzo, outros componentes como pertita,
plagioc1ásio, clinopiroxênio, homblenda e biotita, podendo classificar-se em certos casos C01110
quartzo granulitos.
As bandas do neossoma são essencialmente quartzo feldspáticas, havendo predomínio
do microclínio róseo, pertítico ou não, que comumente cresce como porfiroblastos. A granulação
varia de fína a média, não sendo raros os tipos grosseiros até pegmatóides.
A textura é a mesma dos demais tipos: granoblástico cataclástica.
O desenvolvimento de microclínio intersticial ou como porfiroblastos se faz sobre material
fragmentário cataclasaso.
Intercalações de leitos quartzíticos foram registradas no mapa, algumas sem contato
demarcado; outras existem, porém, não mapeáveis, acompanhadas de leitos de rochas calco silicáticas
ou de granada gnaisses.
Hiperstênio granulitos (Chamockitos)
Embora de ocorrência restrita na área mapeada os chamockitos estão representados por
variedade desde ácidas até ultrabásicas, predominando, no entanto, aquelas de natureza intermediária.
Apresentam as características comuns dessas rochas, quais sejam, a coloração cinza esverdeada
escura, mesmo nos tipos feldspáticos, presença constante de hiperstênio e textura granoblástica.
Nos tipos mais ácidos a minerologia essencial resume-se a pertita ou mesopertita,
plagioc1ásio An25' algum quartzo e hiperstênio podendo ou não conter diopsídio e homblenda.
Nos tipos básicos os componentes principais são plagioclásio (andesina ou labradorita),
hiperstênio, diopsídio e homblenda parda, aparecendo subordinadamente biotita pardo avermelhada.
Uma única ocorrência do tipo ultrabásico foi registrada. Trata-se de rocha constituída
por anfibólio tipo cumingtonita, ortopiroxênio (bronzita), clinopiroxênio e olivina serpentinizada.
Essa ocorrência é representada por apenas um afloramento dentro do corpo de granulito básico
anotado no mapa.
O modo de ocorrência desses granulitos parece ser o mesmo dos demais tipos litológicos,
isto é, constituem intercalações, camadas ou leitos, concordantes com a orientação das rochas associadas.
Os contatos são marcados por intensa cataclase, enriquecimento em tipos pegmatíticos e
descoloração dos charnockitos, com desaparecimento do hiperstênio e aumento da quantidade de
horr.blenda.

OLIVEIRA, ALVES 137
Além dos charnockitos típicos, foram anotados na área granulitos portadores de hiperstênio
com associações nitidamente parametamórficas marcadas pela presença de grande qu~ntidade
de quartzo grafita e granada além de plagioclásio cálcico e clinopiroxênio.
Granulitos alaskiticos
Foram assim denominadas as rochas cuja mineralogia essencial resume-se a quartzo e
pertita sendo quase totalmente desI!rovidas de máficos.
Constituem espessas camadas entremeadas aos quartzitos e migmatitos e embora, às
vezes muito semelhantes aos tipos graníticos ou feldspato quartzíticos, o seu registro no mapa como
litologia à parte faz-se com o intuito de destacar o seu caráter granulítico.
Os efeitos da cataclase que atingiu os demais tipos litológicos são observados nessas
rochas pelo aparecimento de textura cataclástica recristalizada. O quartzo recristalizou-se na forma
de cordões alongados e orientados entremeados por massas de granulação fina. O feldspato potássico
teve em muitos pontos desenvolvimento porfiroblástico como pertita ou microclínio. A biotita
aparece nas fraturas ou interstícios.
Quartzitos, mármore e rochas calco-silicáticas
A metade norte da área é bastante rica em quartzitos, que ocorrem em intercalações com
espessuras variando desde alguns cm até dezenas de m. Em alguns afloramentos foi observada intercalação
centimétrica de rochas quartzíticas com rocha quartzo-feldspática micácea, sendo o possível
acamamento concordante com a foliação.
São rochas geralmente monominerálicas, compostas apenas por quartzo, não sendo raros,
porém, tipos contendo pequenas quantidades de feldspato róseo (pertita ou microclino). E muito
comum apresentarem, no entanto, minerais como diopsídio, plagioclásio cálcico (bitownita), escapolita
e até grafita, indicando impurezas carbonáticas e possivelmente orgânicas no material original.
O mineral opaco encontrado é a magnetita, chegando, em algumas amostras do corpo
mais a oeste, junto ao Rio Pardo, a perfazer 30% em volume da rocha.
A textura cataclástica é também observada nos quartzitos e torna-se mais notável
naqueles portadores de diopsidio, com este mineral assumindo formas de gotas elípticas alongadas
(Fotomicrografia 2).
Fotomicrografia 2 - Grãos de diopsÍ dio alongados por
deformação em meio ao quartzo,.em diopsÍdio quartzito.
Nicois paralelos.
Foto 2 - Bloco de rocha calco silicática mostrando
nítida estrutura bandada.
Um único corpo de mármore dolomítico foi identificado na área. Trata-se de corpo lenticular
encaixado em quartzitos e migmatitos composto essencialmente por dolomita com presença
ocasional de olivina fresca ou serpentinizada. Apresenta estrutura bandada com intercalações
subordinadas de bandas escuras constituidas principalmente por calcita, forsterita, diopsídio,
flogopita, tremolita e pargasita. Um estudo pormenorizado da mineralogia deste corpo, principalmente
da pargasita, foi efetuado por Gomes et alii (1966).

138 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Embora as rochas carbonáticas puras estejam restritas a uma única ocorrência, intercalações
de leitos de composição calco-silicáticas são comuns em toda metade norte da área.
Apresentam estrutura bandada (Foto 2), sendo grande o número de tipos petrográficos encontrados
que variam desde quartzitos calco-silicáticos com clinopiroxênio e granadas até piroxenitos quase
puros. Entre os minerais componentes, destacam-se os clinopiroxênios (série diopsídiohedcnbergita),
granada grossulária-andradita, escapolita cálcica, plagioclásio tipo bitownita e
wollastonita. Esse último mineral contitui até 90% em volume de leitos decimétricos intercalados
em rochas calco-silicáticas de composição variada. Oliveira e Hypólito (1973) e Oliveira e Alves
(1974), executaram estudos pormenorizados da mineralogia dessas rochas.
Granulito básico e leitos com granada
Como granulito básico foi mapeado um único corpo que corre junto ao Rio Pardo, encaixado
no migmatito granítico. Essas rochas, no entanto, foram registradas em outros pontos da
área, inseridas em charnockitos e em migmatitos anfibólio granuliticos, não representáveis na escala
adotada.
Elas se compõem essencialmente de plagioclásio intermediário a cálcico (andesinalabradorita),
clinopiroxênios, hornblenda verde parda e biotita, sendo comuns as transformações do
clinopiroxênio para hornblenda e da hornblenda para biotita (Fotomicrografia 3).
Os leitos com granada tem ocorrência restrita a intercalações junto a rochas calco-silicáticas
e a quartzitos, sendo encontrados em diversos pontos da área. Apresentam porções de
coloração cinza ou negra, que contrasta com a cor branca das raras vênulas quartzo-feldspáticas.
A textura granoblástico cataclástica é comum a todas as amostras estudadas, tendo
havido recristalização após a cataclase com formação de minerais retrometamórficos como biotita
verde, clorita e moscovita.
Como componentes primários principais podemos citar o quartzo, plagioclásio An30
(andesina), ortoclásio, granada, biotita e sillimanita. Como caracteristicas marcantes destes minerais
notou-se que o plagioclásio é quase sempre antipertítico, o ortoclásio é micropertítico, a
biotita é vermelho ou pardo escura e a granada é, via de regra, poiquHoblástica englobando grãos de
quartzo e biotita principalmente (Fotomicrografia 4). Determinações de granadas semelhantes, da
área contígua de São José do Rio Pard6 (Oliveira,op. cit.) mostraram tratar-se de termos ricos em
almandina e piropo.
Fotomicrografia 3 - Clinopiroxênio rodeado por hornblenda
em charnockito básico. As porções claras correspondem
a plagioclásio. Nicois paralelos.
Falhas
ESTRUTURAS
Fotomicrografia 4 - Porfiroblasto de granada englobando
grãos de quartzo, biotita e opacos, empurrando
placas de biotita nas suas bordas. Granada gnaisse.
Nicois semi cruzados.
Pequenas falhas foram registradas em escala de afloramento. Algumas delas são nor-

OLl VEI RA, A L VES 139
mais com mergulhos de 40° a 50° e rejeitos aparentes decimétricos; outras, associadas à pequenas
dobras inclinadas, ocorrem nas rochas migmatíticas anfibólio granulíticas, a sul de Caconde e no
canto sudeste da área.
Fortes lineamentos fotogeológicos quilométricos devem corresponder a falhamentos em
muitos casos. O mais notável deles passa a sul de Caconde e se dirige para sudoeste, dividindo o
mapa em duas porções. Êste lineamento marca brusca passagem litológica das rochas granitóides a
sul para as rochas parametamórficas a norte, sendo que o maciço a sul está topograficamente sobrelevado
de uns 300 m. Na verdade, o desnivelamento e a presença de paredões graníticos subverticais
alinhados é que marcam uma forte linha nas fotos aéreas. Entre esses paredões e o Rio Pardo a
norte, é constante a presença de cataclasitos, quase sempre epidotizados. Não obstante, nos próprios
paredões só se verificaram indícios de cataclase de direção paralela à foliaçã,o, isto é, N 40° a
50° E, e mergulho de uns 20° para sul. Inflexões em algumas atitudes de foliação próximas a esse
grande lineamento podem ser observadas no mapa.
O limite nordeste do maciço granitóide também é brusco marcado por forte lineamento
fotogeológico e por contraste de padrão topográfico. A este lineamento corresponde uma faixa
cataclástica milonítica observada in situ, na margem do Rio Pardo, cuj a foliação tem direção N 50 ° a
60° W, mergulhando 30° SW.
De forma semelhante, outros lineamentos parecem corresponder a falhamentos. Entre
eles, chama-se a atenção para o limite sudoeste do maciço granitóide, onde o migmatito granítico
está em contato direto com charnockitos fraturados, o mesmo ocorrendo no canto sudeste. A partir
de Divinolândia, com direção geral NE, .aparece outro forte lineamento principalmente de vales, ao
longo do qual as rochas também se apresentam cataclasadas e as medidas de atitude da foliação estão
bastante pertubadas. Imediatamente a sul, em sua porção média, ocorrem pequenas manchas
de rochas sedimentares e vulcânicas, provavelmente associadas ao vulcanismo de Poços de Caldas,
e falhamentos concomitantes (Oliveiraet alU, op. cit.).
Conforme descrito no item Litologia, praticamente todas as rochas exibem textura
cataclástica recristalizada, sendo os alinhamentos e alongamentos de minerais quase sempre paralelos
à foliação.
A simples observação do mapa da Figura 1, revela a repetição de algumas seqüências
litológicas semelhantes (rochas portadoras de granada e carbonáticas ou ca1cosilicáticas) repetição
essa que não se configura como tendo sido causada por falhamentos, podendo ter diversas outras
causas.
Em resumo, é certo apenas que falhamentos normais tenham afetado a área (Oliveira et
alii, op. cit.), porém sem desenvolvimento de rochas miloníticas. A correspondência dos- grandes
lineamentos com possíveis falhas transcorrentes é mostrada somente por poucas evidências. Quanto
à existência de falhas de empurrão não se pode afirmar se as indicações seriam de verdadeiras falhas
ou de feições resultantes do próprio processo de deformação e recristalização durante o metamorfismo.
Dobras
Em afloramentos, as dobras são comuns apenas na região a sul de Caconde e na porção
sudeste da área, afetando os migmatitos anfibólio granulíticos. Estas rochas exibem desde ondulações
até amarrotamentos, destacando-se algumas dobras similares isoclinais inclinadas (Foto
1). Em todo o restante da área, poucos são os afloramentos em que aparecem dobras.
O bandeamento apresenta-se plano, mesoscopicamente, revelando apenas espessamentos
e estrangulamentos (crenulações?) milimétricos a centimétricos quando examinados mais de
perto. Nestas condições, foram registradas pouco mais que uma dezena de medidas de eixos e
planos axiais de dobras, sendo estas do tipo similar, assimétricas e abertas, às vezes com um dos
flancos quase horizontal.
As poucas medidas de atitudes de eixos e planos axiais de dobras quando lançadas em
diagrama
mergulhos
tipo TI e B combinados, mostraram uma fraca tendência em torno de N 30° a 40° W, com
sempre baixos, mais para sul que para norte; metade dos pontos plotados dispersou-se
pelo quadrante sudoeste do diagrama. As lineações minerais (anfibólios e biotita principalmente~
foram tratadas em diagrama (tipo B), e embora não definam uma direção, todas elas caem em um
plano mais ou menos definido N 80° E, 25° S.

140 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Admitindo-se que a foliação seja plano axial e lembrando o seu paralelismo com o bandamento,
é possível tentar-se dizer alguma coisa sobre as dobras através do observado em afloramentos
e da análise do diagrama tipo 7T construido para as medidas de atitudes da foliação. Devese
levar em conta que o número de medidas é relativamente pequeno (300~ e elas estão dispersas pela
área toda, que embora restrita (:t 300 km2), pode ser estruturalmente heterogênea.
Nesse diagrama ocorrem duas concentrações de polos que definem as direções médias N
70° W e N 65° E, com mergulhos em torno de 20° S. Existe" dispersão de polos em torno dessas duas
concentrações, configurando-se um conjunto de simetria axial. Certo número de mergulhos norte
precariamente concentrados também aparece.
Torna-se patente que determinadas conclusões, face ao exposto, não passam de conjecturas;
outras, contudo, têm certa objetividade ainda que restrita; e outras são óbvias. Pode-se dizer
que as rochas da região fazem parte de grandes dobras aproximadamente isoclinais inclinadas, com
ápicos restritos, ou de uma grande dobra ou flanco de dobra de características semelhantes, cujo
plano(s) axial(is) mergulharia(m) para sul. Esta(s) dobra(s~ ou flanco(s~ apresentaria(m) redobramentos
(verdadeiras ondulações) que seriam independentes da(s) dobra(s) maior(es).
Bandeamento
o bandeamento é o aspecto estrutural mais visível nas rochas da área. Em alguns tipos
litológicos, como nos migmatitos graníticos e nos migmatitos anfibólio granulíticos da porção leste
da área, o bandeamento aparece, muitas vêzes, dobrado, irregular e descontínuo, às vezes difuso,
chegando a desaparecer. Em boa parte dos afloramentos, porém, os migmatitos anfibólio granulíticos
e os migmatitos quartzíticos têm o aspecto mesoscópico de sedimentos bem estratificados; as
camadas são regulares e com espessura mais ou menos constante, variando apenas de uma para
outra camada (centímetros a decímetros). Nas rochas calco silicáticas o bandeamento se torna particularmente
notável, podendo ser observado inclusive em secções delgadas, notando-se, então,
leitos milimétricos mineralogicamente distintos (Foto 2). O exame microscópico mostra interfaces
difusas, e a observação mais detalhada dos afloramentos e amostras manuais revela que, na verdade,
as bandas são uma seqüência contínua de espessamentos e estrangulamentos muito próximos
uns dos outros (afora alguns casos).
O bandeamento se deve a variações na composição mineralógica entre as bandas. Camadas
de litologia completamente distintas estão justapostas, e é comum a disposição enfileirada
de minerais acessórios e opacos, paralelamente às bandas.
A notável regularidade do bandeamento, a continuidade lateral dos leitos litologicamente
distintos e o enfileiramento regular, comum para os minerais acessórios, são evidências de que o
bandeamento seria uma estratificação reliquiar.
Até o presente estado dos conhecimentos geológicos da área e vizinhanças, não há porque
não admitir que se tratam de rochas parametamórficas, que ainda exibem seu acamamento
original, a despeito de sua formação sob condições metamórficas da fácie granulito.
A observação sub macroscópica das camadas e algumas das outras feições estruturais
levam a admitir-se, contudo, a possibilidade de transposições estruturais, e em alguns casos, de
diferenciação metamórfica.
Foliação
No presente trabalho, discute-se sob esta designação uma estrutura planar, geralmente
bem desenvolvida (Foto 3), que confere às rochas locais um aspecto folheado; essa foliação é caracterizada
pelo baixo ângulo de mergulho e pelo aparente paralelismo com o bandeamento. Examinada
em pormenor, verifica-se que ela se deve em parte ao próprio bandeamento (lamination in Turner
e Weiss, 1963, p.99), em parte a orientação planar (e alinhada, às vezes) de alguns minerais
como o quartzo, a biotita e os anfibólios (schistosity in Turner e Weiss, op. cit., p.100), e em parte à
superfícies de descontinuidade mecânica que parecem corresponder, em seções delgadas, à fraturas
e a faixas microgranulares resultantes de cataclase (fracture cleavaye (?) strain -slip cleavaye (?) in
Turner e Weiss, op. cit., p. 98). Freqüentemente há evidências macroscópicas de deslocamentos e
cisalhamento, como a presença de augen e grãos quebrados de feldspatos, ao longo da foliação. Em
algumas secções delgadas, principalmente de quartzitos impuros, nota-se que fileiras de quartzo

OLIVEIRA, AL VES 141
Foto 3 - Banda de quartzito, passando a migmatito
quartzítico. Observa-se a foliação bem desenvolvida,
paralela ao bandamento, e com baixo
mergulho para a direita. Perpendicularmentc
à foliação, aparece um sistcma bem desenvolvido
de fraturas. A escala mede 15 em.
alongado e restos lensóides de máficos cortam o bandeamento de modo oblíquo; em uma lâmina foi
possível medir-se um ângulo de 30° entre as duas micro-estruturas.
Nem todos os tipos litológicos apresentam foliação igualmente desenvolvida, sendo que
nos tipos graníticos e granulíticos, quando frescos, esta praticamente não é notada; ao menor sinal
de alteração intempérica. contudo, estas mesmas rochas passam a apresentar-se bastante foliadas.
Como já referido no ítem Dobras. foram conseguidas 300 medidas da foliação. as quais
foram plotadas em diagramas do tipo TI. cujo contorno de densidades (porcentagem de polos em 1%
da área do diagrama) revelou duas tendências direcionais aproximadas: N 70° W para a faixa norte
da área, e N 65° E para a porção oeste da área. ambas definindo mergulhos de mais ou menos 20° S.
Parte das medidas foi lançada no mapa. e a sua observação não mostra dominios onde
hajam claras definições de tendência direcional. Muito pelo contrário. as direções variam amplamente
em áreas restritas. e nota-se apenas certa raridade daquelas compreendidas entre N 45° E e N
45° W.
Juntas
As juntas são uma feição constante de todas as rochas da região, apresentando-se planas
e, não raro, tão finamente espaçadas. que tornam as rochas folheadas. Poucos indícios de deslocamento
ou pertubações da foliação ao longo das juntas foram verificados, embora sejam comuns os
afloramentos nos quais as rochas apresentam-se completamente fragmentadas pelas mesmas.
A análise dos sistemas de juntas através de diagramas do tipo TI, construídos para
áreas restritas separadamente ou para conjuntos dessas áreas, e para a região toda abrangida pelo
mapa (500 medidas), revela variações bastante grandes nas suas direções. Algumas dessas direções,
contudo. aparecem na área toda. embora o desenvolvimento do mesmo sistema varie de local para
local. É a seguinte a atitude dos principais sistemas de juntas:
I - N 10° E, 75° SE a vertical
2 - N 40° a 50° E, 70° NW
3 - N 80° E a EW. 75° NWa vertical
4 - N 50° a 60° W. vcrtical.
Deve-se salientar que nos afloramentos visitados, sempre se observou a presença de 2
sistemas bem desenvolvidos: um deles de direção paralela à da foliação, mas mergulhando a 90°
desta (o que vale dizer. 70° N em média), e o outro, menos denso, perpendicular à direção da foliação.
METAMORFISMO E CONSIDERAÇÕES FINAIS
A análise das litologias encontradas na área de Caconde mostra a existência de conti-

142 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO OE GEOLOGIA
I)uidade geológica com a área vizinha de São José do Rio Pardo, estudada por um dos autores
(Oliveira,op. cit.). Os tipos de rochas são praticamente os mesmos, residindo a diferença no aumento
da quantidade de quartzitos ou rochas quartzíticas e dos migmatitos graníticos, em detrimento
dos charnockitos e dos migmatitos anfibólio granulíticos.
O tipo de metamorfismo evidenciado pelas rochas da área é o regio~al de alto grau. As
paragêneses minerais descritas para as diversas litologias, onde se destacam o plagioclásio antipertítico,
o feldspato potássico pertítico ou mesopertítico, élino e ortopiroxênios, granadas, a sillimanita,
além da hornblenda e da biotita, indicam que essas rochas estiveram submetidas em determinado
tempo, a condições da fácies granulito (Turner, 1968), encontrando-se associações das subfácies
ortopiroxênio plagioclásio granulito, hornblenda ortopiroxênio plagioclásio granulito e hornblenda
clinopiroxênio almandina granulito (Winkler, 1967).
A análise petrográfica pormenorizada, por outro lado, evidencia que transformações
texturais e mineralógicas surgiram nessas rochas em condições de metamorfismo mais brandas. São
elas o aparecimento da textura granoblástico cataclástica, a passagem de clino e ortopiroxênios
para hornblenda e desta para biotita e o crescimento porfiroblástico de microclínio pertítico ou não,
acompanhado de formação de mirmequitas. Essas transformações teriam ocorrido nas condições da
faciesanfibolito (Turner, op. cit.) e seriam, portanto, retrometamórficas.
Os dados estruturais obtidos, fornecem elementos para também se admitir uma história
geológica complexa, caracterizada por pelo menos duas fases de deformação plástica e duas fases de
deforma~ão rígida.
Além disso, medidas geocronológicas, indicam que as rochas da região estiveram submetidas
a pelo menos dois eventos geológicos: um deles datado de aproximadamente 2.000 m.a.
(Transamazônico), e o outro de cerca de 600 m.a. (Brasiliano) (Oliveira, op. cito e Cordani et aUi, em
preparação) .
A simples análise da litologia nos mostra que, enquanto tipos como os quartzitos, o
mármore dolomítico e os calco silicáticos, têm sua gênese facilmente explicada pelo metamorfismo
regional de alto grau de espesso pacote sedimentar, tipos como os granulitos alaskíticos e os hiperstênio
granulitos são de origem controvertida.
No caso dos chamockitos, ficou evidenciado quimicamente, que para a área vizinha de
São José do Rio Pardo eles constituem uma série de rochas calco alcalinas diferenciadas (Oliveira,
op. cit.). O problema está em se saber se a diferenciação teria ocorrido dúrante uma fase ígnea ou se
teria ocorrido concomitante com o metamorfismo regional de alto grau. Essas seriam duas hipóteses
que poderiam explicar a gênese dessas rochas. A favor da primeira temos o trabalho de Howie
(1955), enquanto que Lambert e Heier (1968) e Sighinolfi (1971) reunem subsídios que favorecem a
segunda.
Quanto aos migmatitos graníticos, as rochas mais abundantes na área, as evidências de
campo e petrográficas são de que elas atingiram seu estado atual durante a segunda fase de metamorfismo
regional, considerando-se que o paleossoma dessas rochas são os próprios granulitos.
Por outro lado, a grande semelhança mineralógica desses migmatitos com os granulitos alaskíticos
nos leva a admitir que os primeiros nada mais são que um estado mais evoluído dos últimos, atingido
após uma fase de deformações intensas, acompanhadas de transformações mineralógicas em
que se destaca o desenvolvimento de feldspato potássico porfiroblástico.
Em resumo, com base nos dados fornecidos por Oliveira (op. cito )e Oliveira et alii (op. cit.)
e com os elementos estruturais e petrográficos ora obtidos propõe-se a seguinte seqüência de eventos
geológicos para a área de Caconde:
1. Sedimentação acompanhada de atividade magmática.
2. Metamorfismo regional de alto grau, fácies granulito, com possível migmatização (recristalizações
e dobramentos). Ciclo Transamazônico (2.000 m .a.).
3. Deformação rígida, resultando grandes falhas de natureza não diagnosticada.
4. Metamorfismo regional, facies anfibolito acompanhado de migmatização (recristalizações e
redobramentos). Ciclo Brasiliano (600 m.a.).
5. Sedimentação, falhamentos, nova sedimentação e atividades ígneas. Carbonífero (?) - Cretáceo.

OLIVEIRA, AL VES 143
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GRANITOS E METAMORFISMO NO VALE DO RIBEIRA
DE IGUAPE, SP e Pr
E. WERNICK ~ C. B. GOMES..
ABSTRACT
Mineralogical data of the regional metamorphic rocks indicate tbat for most part of the Ribeira area tha metamorphic conditiona
seem to corresPond to tbe Barrowian type. Chemical data for some granitic rocks and granite types associated to the Variacsn (Hercynian).
Caledonian, and Alpine orogenic belte alao point to a moderate geothermic gradient for that area.
Petrographic evidences indicate that most porphyroid granitic massifs related to tbe Grupo Açungui s. s. show a complex
origin, having the metassomatism played a very important role.
General considerations on the petrology of the reg!ooal Pre-cambrian rocks based on chemical and geochronological data have
been also mada.
RESUMO
Dados min...a1ógicos referentes às rochas metamórficae ...gionais indicam que. pare grande parte da área da Ribeira. as condições
metamórficss slo compativeis com o tipo Barrowiano. csractelizado por preMio média. Uma análise comp";""tiva. reunind~ a comP?"içAo
normativa média das diversas variedades graniticae da regiIo e aqualas relativas aos granitos aseociadoe aos cmtur6es orogêmcos Vanscano
(Hercil)iano). Caledoniano e Alpino é feita com os reeultad08 obtidos apontando. também. no sentido de um gradiente geotérmil:o moderado pare
a regilo da Ribeira. .
Evidências petrogrM!cas slo sugestivas de que parte doe granitos porfiróides relaciooados ao GrupoAçungul s. s. possuem uma
origem complexa. provavelmente marcada por uma intensa fase metassomática. .
Considerações adicionais alo tecidas sobre a petrologia das rochas pré-cambrianas da usando pare tanto valores radlOmétricos
e os dadoe qulmicos dos granitos.
INTRODUÇAO
A discrepância entre as paragêneses de rochas metamórficas de mesma composição
química provenientes de cintas orogênicas diferentes e geradas em condições térmicas
aproximadamente eqwvalentes levou a uma revisão do papel da influência da pressão
nos fenômenos metamórficos, e ao conseqüente desenvolvimento do Conceito de série
facial (Miyashiro, 1961; Tex, 1965, 1971; Winkler, 1967).
Aliado a dados de campo, resultados experimentais possibilitaram o reconhecimento
de minerais indicando pressões baixas e elevadas de formação, quer nas condições
térmicas da facies anfibolito (cordierita, cianita), quer na fácies dos xistos verdes (cloritóide?,
stilpnomelana, anfibólios e piroxênios sódicos).
*FFCL/RC
**IG/USP

146 ANAIS DO XXVI/I CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Coube a Zwart (1967), a caracterização global das principais feições geológicas
de cinturões orogênicos gerados nas condições de gradiente geotérmico baixo e elevado
(respectivamente, metamorfismo de pressão elevada e baixa), baseado nos cinturões Variscano
(Herciniano) e Alpino. Seus estudos revelaram, ainda, que o cinturão Caledoniano
ocupa uma situação intermediária, tendo sido formado sob condições de gradiente geotérmico
médio.
Hall (1971) relacionou a composição normativa de granitos de cinturões orogênicos
de gradientes geotérmicos diferentes (Varlscano, Caledoniano e Alpino) com os
dados de trabalhos esperimentais realizados no sistema Q - Or - Ab a pressões variáveis
de água (Tuttle e Bowen, 1958; Luth et aJii 1964), encontrando uma boa concordância de
resultados.
No presente trabalho, os autores analisam a composição de rochas graniticas
em função do gradiente geotérmico do metamorfismo do Grupo Açungui na região do vale
do Ribeira de 19uape.
GEOLOGIA GERAL
A região do vale Ribeira de 19uape e adjacências vem sendo estudada nos seus
mais diversos aspectos geológicos por numerosos autores. A literatura é demasiada extensa,
estando os principais trabalhos relacionados em Melcher et alii (1973), o mais recente
e global estudo dessa área.
A região é constituída dominantemente de rochas metamórficas, com direção
geral NE-SW e fácies de metamorfismo variável de xistos verdes a anfibolito, às quais se
associam numerosos corpos graníticos intrusivos. Na porção norte da área levantada por
aqueles autores, ocorrem ainda sedimentos paleozóicos referíveis à Bacia do Paraná. Do
ponto de vista metamórfico, as rochas da região podem ser reunidas em dois grupos.
a) Rochas de grau baixo de metamorfismo. Estio representadas por filitos,
metarrítmitos, quartzitos (meta-arenitos), metaconglomerados, metacalcários, metadolomitos
e calcoxistos, com numerosas e pequenas intercalações de anfibolitos e anfibólios xistos,
constituindo o Grupo Açungui s.s.
b) Rochas de grau médio de metamorfismo. Correspondem a micaxistos, gnaisses
e migmatitos, também portadores de intercalações de anfibolitos. Os micaxistos, parte
dos quais porfiroblásticos, foram enquadrados por Marini et alii (1967) na Formação Setuva,
enquanto que os gnaisses e migmatitos são relacionáveis ao Complexo Cristalino
(Fig. 1). Melcher et aJii (1973) citam a passagem gradativa de filitos a micaxistos, e
destes últimos para as rochas que integram o Complexo Cristalino. Este fato parece indicar
que o Complexo Cristalino representa, pelo menos em parte, material cogenético ao
Grupo Açungui s.s., apenas metamorfoseado regionalmente em grau mais elevado.
As rochas granitícas, muito numerosas na região, ocupam cerca de 50% da
área do complexo metamórfico exposto. Constituem tanto batólitos (Agudos Grandes,
Cunhaporanga, ltape1Ína e Três Córregos), quanto maciços de dimensões intermediárias
(Aboboral, Alto turvo, Espírito Santo, Guaraú, ltaóca, Mandira e Morro Grande), como
pequenos stocks (Apiaí, Barreiro, Campina do Veado, Capuava, Epitácio Pessoa, Freguesia
Velha, Rolado e Varginha), ou mesmo satélites associados aos corpos maiores. Granitos
pórfiros ocorrem na forma de diques (por exemplo, arredores de Morro Azul; Sítio da
Serra, junto ao contato oriental do batólito Agudos Grandes; proximidades dos marcos
253 e 255 da BR-1l6) ou formando pequenos stocks, com área de exposição de algumas
centenas de metros quadrados (por exemplo, arredores de Lageado, proximidades de
Iporanga; Braço de Pescaria, a sul de Guapiara; Numbira, no vale do Rio Turvo; adjacências
da barra do rio Barreiro; vale do Rio Guaraú). Face à escala cartográfica adotada,
não se encontram representados na Figura 1.
Texturalmente, é possível distinguir-se variedades porfiróides e equigranulares,
estas últimas correspondendo às rochas dos maciços de Guaraú, Mandira, Varginha (este
último pelo menos em parte) e, eventualmente, Alto Turvo. Cumpre mencionar que va-
.riações texturais ocorrem em todos os complexos citados, de tal modo que a classificação
acima é feita em função do tipo petrográfico predominante. Quanto à estrutura, esses cor-

Fig. 1- Mapa Geológico, simplificado, da Região da Ribeira segundo Melcher et alii ( 1973 ).
ROCHAS SEDIMENTARES
~ Sedimentos Pal~ozóicos da
L :..J Bacia do Pc ra no
ROCHAS GRANíTlCAS
EI3
Granitos pós.tectônicos.
~ Granitos tardi a pós-tectôniCOs
f;::"';~3 Granitas sintectônicos
ROCHAS METAMÓRFICAS
O Epimetamórficas
I;-~ :::J Mica ..istos
E3 Gnaisses e/ou miQmatitos
-- Falhas
' Contatos
I I.tapeúna
2 Mandira
3 Guaraú
4 Alto Turvo
5 TrAs CórreQos
6 AQudos Grandes
7 Itaóca
8 Barreiro
9 Capuava
10 FreQuesia Velha
I I Espírito Santo
12 Campina do Veada
13 Apiaí
14 CunhaporanQa
15 Vila Branca
16 Morro Grande
11 Epitácio Pessoa
18 VarQinha
19 Morro do Aboboral
20 Marro Ralado .
O 5 10 15 20 km

148 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
pos são, em sua maior parte, homogêneos, exceção maior feita ao batólito de Itapeúna,
mostrando estrutura migmatítica típica.
Quanto ao quimismo, são reconhecidos tanto granitos calco-alcalinos, quanto
rochas com tendências alcalinas, estas representadas pelos maciços de Guaraú, Mandira e,
eventualmente, Alto Turvo. Conjuntamente aos corpos graníticos alcalinos do Anhangava,
Graciosa e Marumbi, aflorando no Estado do Paraná, mostram uma tendência em constituir
um colar de intrusões paralelas à costa, embutidas em migmatitos (Coutinho, 1971).
No tocante ao posicionamento tecto-orogênico, Melcher et alii (1973) reconhecem
corpos sintectônicos (batólito de Itapeúna) e intrusões tardi a pós-tectônicas. Por
suas características geológicas, o corpo de Itapeúna é comparável aquele de São João dos
Pinhais (Fuck et alii, 1967), situado 30 km a SE da cidade de Curitiba, Estado do
Paraná. Por outro lado, nota-se uma leve divergência entre Melcher et alii (1973) e Fuck
et alii (1967) quanto ao batl>lito de Cunhaporanga, considerado pelos últimos autores co
mo tendo um caráter misto entre sintectônico e tardi a pós-tectônico.
A caracterização das rochas graníticas em tardi e pós-tectônicas é feita com
base em critérios geocronológicos (Cordani e Bittencourt, 1967; Cordani e Kawashita, 1971)
e feições de campo, tais como a presença de auréolas de contato, apófises, filões aplíticos
e pegmatíticos, discordância estrutural local e associação com granitos pórfiros (Melcher,
1965; Fuck et alii, 1973). Por outro lado, a associação com os estudos geocronológicos de
cordani e Kawashita (1971) levou Melcher et alii (1973) a considerar as diferenças texturais
e químicas das rochas graníticas do vale do Ribeira de Iguape como correlacio,
náveis às variações de idade. Neste sentido, os grandes maciços porfiróides calco-alcalinos,
caso, por exemplo, do batólito de Três Córregos, teriam sido formados entre 600 e 650
m.a., enquanto que os maciços equigranulares com tendência alcalina (Guaraú, Mandira)
corresponderiam a intrusões nitidamente pós-tectônicas, originadas a cerca de 540 m.a.
Estruturalmente, os grandes corpos graníticos possuem formas alongadas, de
direção NE-SW, com contatos regionais paralelos às ,grandes estruturas das rochas metamórficas
e ocupando os núcleos de anticlinórios (Melcher et alii, 1973; Hasui 1973).
Não exibem deformações plásticas expressivas, exceto ocasionalmente o alinhamento de
seus constituintes minerais junto às bordas dos corpos. Em alguns casos, estes corpos
evidenciam terem sido submetidos a esforços posteriores à sua fase principal de formação,
com o conseqüente desenvolvimento de faixas de cataclasitos e milonitos. Ã exceção das
intrusões sintectônicas, constituem corpos do tipo circunscrito, segundo a classificação de
Raguin (1955). Entretanto, Cordani e Girardi (1967) e Fuck et alii (1967) assinalam a
possibilidade de passagens gradativas entre os maciços alcalinos de Anhangava, Graciosa e
Marumbi, no Estado do Paraná, e os migmatitos encaixantes da Serra do Mar (Complexo
Cristalino). No entanto, para Fuck et alü (1967), essas transições são locais, e talvez
apenas aparentes, já que na maioria dos casos os contatos estão encobertos ou são de
natureza tectônica. O caráter tectônico dos contatos dos corpos graníticos é também enfatizado
por Melcher et alii (1973).
Descrições detalhadas das rochas graníticas ligadas ao Grupo Açungui s. s. e ao
Complexo Cristalino são devidas, entre outros, a Moraes Rêgo e Souza Santos (1938),
Coutinho (1953, 1972), Ellert (1964), Fuck et alii (1967), Hasui et alii (1969), Wemick
(1972 a, b), Wemick e Femandes (1972).
CARACTERÍSTICAS NORMATIVAS DOS GRANITOS
Para o presente trabalho, os autores dispuseram de um total de 93 análises
provenientes dos maciços de Itaóca (41), Três Córregos (26), Varginha (6), Guaraú (3),
Campina do Veado (2), Cunhaporanga (2), Itapeúna (2), Morro Grande (2), Anhangava
(1), Mandira (1) e Marumbi (1). a quase totalidade dessas análises, bem como a correspondente
localização das amostras no interior dos diversos corpos, é fomecida no trabalho
de Gomes et alii (no prelo), que tem por objetivo precípuo a caracterização química das
rochas desses maciços, usando como referência os dados listados na literatura. Para a interpretação
dos granitos alcalinos, foram utilizados os valores citados em Fuck et alii

Quartzo
Ortoclásio
Albita
Anortita
Acrnita
" Peso
Si02
Ti02
Al2Ü3
Fe203
FeO
MnO
MgO
CaO
Na20
K20
P20S
H20
Total
Wollastonita
(
Wollastonita
Diopsídio ( Enstatita
( Ferrossilita
( Enstatita
Hiperstênio rFerrossilita Hematita
Magnetita
Ilmenita
Coríndon
Apatita
N.12 de análises
WERNICK, GOMES
TABELA 1
Composição Química Média e Normativa de Rochas Graníticas
67,65
0,56
13,42
0,83
3,16
0,07
1,04
2,42
4,62
4,71
0,25
0,86
99,59
16,86
27,80
38,77
1,94
3,36
1,30
2,11
1,30
2,24
2
68,42
0,41
14,01
0,90
1,88
0,06
0,94
2,33
5,13
4,43
0,16
1,03
99,70
16,50
26,13
43,49
1,94
3,71
1,90
1,72
0,40
0,39
3
75,88
0,18
11,95
0,29
0,74
0,04
0,11
0,60
3,88
5,28
0,04
0,91
99,90
32,40
31,13
32,49
1,16
0,30
0,92
4 5 6
68,75
0,52
14,11
1,05
1,71
0,05
0,91
2,26
4;92
-4,48
0,21
0,85
99,82
18,94
26,46
41,39
3,06
2,06
0,72
0,40
0,29
0,40
0,29
75,72
0,12
11,84
0,35
0,92
0,03
0,09
0,53
4,87
4,61
0,03
0,73
99,84
76,90
0,12
11,14
0,18
1,28
0,03
0,02
0,40
4,12
4,48
0,01
1,06
99,94
28,56 35,28
27,24 26,13
35,11 34,06
0,92
1,90 0,76
0,28 0,02
1,62 0,63
0,12 0,03
0,33 0,82
7a* 7b** 8
58,88
1,20
16,94
2,57
2,58
0,13
0,64
3,69
4,74
6,06
0,23
1,64
99,30
1,90
35,58
39,82
9,30
1,38
4,88
3,15
1,42
74,32
0,08
13,62
0,03
0,23
0,01
0,49
0,85
2,26
7,44
0,02
0,56
99,91
29,40
43,92
18,86
4,03
1,74
1,20
0,39
72,42
0,~6
13,15
0,42
1,93
0,08
0,43
1,81
3,66
4,54
0,12
1,06
99,98
28,92
26,69
30,91
6,09
0,84
0,25
0,63
0,82
2,11
1,16 1,39 0,46 1,51 0,46 3,71 0,04 0,60 0,37
1,06 0,76 0,30 0,91 0,23 0,15 2,28 0,15 0,68 0,30
0,39 0,20 0,06 0,29 0,04 0,03 0,31 0,03 0,16 0,07
39 24 2 2 3 1 1 1 2 6
9
73,94
0,17
12,59
0,26
1,28
0,09
0,37
1,46
4,07
4,50
0,07
1,09
99,89
29,40
26,61
34,37
2,61
1,74
0,55
1,24
0,37
0,81
10 11 12
71,66 75,60 71,06
0,23
14,50 13,00 12,78
tr 0,20 2,78
1,20 1,29
3,20
tr
1,00
4,20
4,54
nd
0,45
99,55
26,22
26,90
35,11
7,50
1,06
tr 0,06
0,30 0,37
0,40 1,51
4,20 4,69
4,90 4,55
tr 0,24
0,70 0,64
100,50 .100,30
30,54
28,91
35,11
1,94
0,75
2,07
26,52
26,89
39,30
0,71
0,16
0,23 3,69
0,42
0,10
0,33
* Amostra UC-48; ** Amostra UC-65.
1. Itaoca; 2. Três Córregos; 3. Campina do Veado; 4. Cunhaporanga; 5. Guaraú; 6. Mandira; 7(a,b). Itapeúna;
8. Morro Grande; 9. Varginha (maciços 1 a 9, dados extraídos de Gomes et alii., no prelo); 10. Anhangava (Fuck
et aUi., 1967); 11. Marumbi (Maack, 1961; citação em Fuck et alii., 1967); 12. Graciosa (Maack, 1961; citação
em Fuck et alii., 1967).
(1967), referentes aos maciços de Anhangava, Graciosa e Marumbi. A composição química
média e normativa das rochas acima é fomecida na Tabela 1. Rochas com Q + ar +
Ab (amostras ED-201 e IG-278 do maciço de Três Córregos ( normativo inferior a 80%
foram rejeitadas, o mesmo sucedendo com duas análises do maciço de Itaóca, mostrando
composição anômala (JA-27 e JA-33). Os valores de Q, Or e Ab foram recalculados para
100%, num procedimento análogo ao utilizado, Hall (1971) Os dados assim obtidos
foram projetados num diagrama Q - Or - Ab, e comparados aos valores obtidos por TuttIe
e Bowen (1958) e Luth et alii (1964) para o sisteJha granítico, sob condições
variáveis de pressão de água. Posteriormente, foram confrontados com os valores de Hall
(1971) para granitos associados a cinturões orogênicos gerados sob gradientes geotérmicos
diferentes (Tab. 2 e Fig. 2).
A correlação entre o gradiente geotérmico e os trabalhos experimentais no sistema
granítico baseia-se, sobretudo, nas seguintes considerações:
a) Composição do líquido inicial ou residual obtido no sistema granítico, respectivamente
por fusão parcial ou cristalização, variável com a pressão (Tuttle e Bowen,
1958; Winkler e Platen, 1957 - 1962; Luth et alii, 1964; Winkler, 1967 ).
b) Manutenção da composição do líquido eutético ou cotético dentro de uma
6
149

150 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Quartzo
Ortoc1ásio
Albita
N.!! análises
TABELA 2
Composição Normativa de Rochas Graníticas
Sintectônico 1= Tardi a Pós.tectônico
Variscano Caledoniano Alpino Am. UC-48 Am. UC-65 Grupo 1 * Grupo 2**
35,3 31,8 25,1 2,5 31,9 20,4 33,2
32,0 29,5 29,1 46,0 47,6 31,4 30,9
32,7 38,7 45,9 51,5 20,5 48,2 35,9
198 41 5 1 1 65 10
:f Amostms pertencentes ao maciço de Itapeúna.
* Amostr~ pertencentes aos maciços de Cunhaporanga, Itaóca e Três C6rregos.
** Amostras pertencentes aos maciços de Canpina do Veado, Morro Grande e Varginha.
* Amostras pertencentes aos maciços de Anhangava, Graciosa, Guaraú, Mandira e Marumbi.
Ab
Q
.0
v -Var..cano
c - CaledonJano
A -Alpino
. -Slnt.ct'&nlco
2A_g:r,!I~~-hJct&ICO c/
2B- '6t;i ~s:- tect&nlco c/
:5 - Pó. .::t.çt8nlco
Fig.2- Diagrama Ternário Q: Or: Ab para a composição
normativa de Rochas GranÍticas.Dados para os
cinturões orogênicos extraidos de Hall ( 1971 ).
P6s-tectônico+
variação restrita, quer pela quantidade de água disponível durante a anatexia, quer pelas
temperaturas desenvolvidas durante o metamorfismo.
c) Embora Luth (1969) tenha demonstrado a existência de uma ligeira influência
da pressão total nas relações normativas Q:Or:Ab no sistema granítico, os dados de
Wyllie e Tuttle (1960), Brown e Fyfe (1970) e Piwinskii e Wyllie (1970) permitem, com
certa precisão, correlacionar diretamente o gradiente geotérmico com a pressão de vapor
d'água sob a qual ocorre a fusão de rochas para obtenção de líquidos graníticos ou sua
posterior cristalização. Neste sentido, quanto menor o gradiente geotérmico (menor relação
T/P) maior é a pressão de água durante a fusão.
Com base nos da.dos normativos, é passivel agrupar. se os granitos da região do
vale do Ribeira de 19uape em quatro categorias:
1) Rochas com elevado teor normativo em ortocJásio . Correspondem ao bat6lito de
Itapeúna, de caráter sintectônico e estrutura migmatitica. Para sua caracterização, os
autores só dispuseram de duas análises químicas, que revelaram as seguintes proporções
normativas: Q : Or : Ab = 2,5 : 46,0 : 51,5 e 31,9 : 47,6 : 20,5 (Tab. 2; pontos 1,
Fig. 2). Ambos os dados fogem das caracteristicas de rochas graniticas tipicas, o que
leva a crer que o maciço de ltapeÚDa não passou de um estádio de mobilização incipiente,
acompanhado de acentuado aumento de plasticidade. Complexos migmatiticos com cerca
de 20% de material liquefeito já adquirem. mobilidade suficiente para configurar fe.
nômenos de intrusão. Melcher et alii ( 1973 ) descrevem, para vários pontos do
Or
31,8
29,4
38,8
12

----.-
WERNICK, GOMES 151
batólito de Itapeúna, passagem gradativa das rochas granítico-migmáticas para os sedimentos
regionais, configurando, assim,
2) Rochas calco-alcalinas com quartzo
o seu caráter autóctone e pouco evoluído.
normativo em torno de 20% , - Este grupo engloba
65 amostras, todas
Três Córregos (24)
com textura porfiróide, provenientes dos corpos de Cunhaporanga (2),
e ltaóca (39). Sua média, Q:Or:Ab = 20,4 : 31,4 : 48,2. (Grupo 1,
Tab. 2; ponto 2A, Fig. 2), situa-se fora do campo dos granitos típicos. Este fato parece
indicativo de que estas rochas sofreram modificações profundas (assimilação ou metassomatose)
durante ou após o seu trânsito e alojamento, ou então, num outro extremo,
que se originaram a partir de sedimentos profundamente transformados.
I - Fenômenos metassomáticos em rochas graníticas do Grupo Açungui s. s. e
do Complexo Cristalino já foram assinalados, entre outros, por Ellert (1974) na região de
Mairiporã e por Coutinho (1972) nos arredores de São Paulo (quartzo diorito de Lago
Azul). Também Wernick (1972) descreve intensa feldspatização junto às rochas do
maciço de Morungaba, arredores da cidade homônima, no Estado de São Paulo, enquanto
que Hasui (1973) menciona a existência de processos semelhantes junto ao complexo
granítico de Piedade, principal constituinte do Bloco Cotia.
II - Como já observado, os maiores batólitos graníticos porfiróides constituem
corpos alongados orientados paralelamente à direção da estrutura regional, e ocupando
núcleos de anticlinórios (Melcher et alii, 1973; Hasui, 1973). Estas áreas são par.
ticularmente favoráveis, seja ao alojamento de corpos sintectônicos e tardi-tectônicos, seja
ao desenvolvimento de fenômenos metassomáticos, por corresponderem a locais de maior
concentração de fluidos (Carpenter, 1968). O controle da feldspatização por estruturas
regionais foi demonstrado por Wernick (1972) para o maciço de Morungaba.
O posicionamento estrutural das rochas graníticas porfiróides abre, portanto, a
possibilidade de tratar-se de corpos sintectônicos feldspatizados e freqüentemente a corpos
intrusivos equigranulares posteriores. Tal fato foi verificado por Fuck et alii (1967) em
relação aos corpos de Cunnaporanga e Carambei, Pr, e por Wernick (1972) para o maciço
de Morungaba, SP. ·
lU - O metamorfismo observado no vale do Ribeira de 19uape e nos arredores
da cidade de São Paulo é do tipo de pressão média (Barrowiano) , caracterizado pela
presença da cianita (Melcher et alii, 197.5; Coutinho, comunicação verbal). Tal fato,
segundo Miyashiro (1964) e Zwart (1967) implica na formação de uma taxa relativamente
pequena de rochas graníticas, constratando assim com a realidade geológica da
região. Assim, no vale do Ribeira, as rochas graníticas perfazem cerca de 50% da áraa
pré-cambriana exposta (Melcher et alii, 1973), taxa equivalente aquela obtida na porção
leste do Estado do Paraná por Fuck et alii (1972) e nos arredores de São Paulo por
Coutinho (1972). Na região de São Roque, SP, essas rochas atingem cerca de 30%
segundo Hasui et alii (196&) . Tal discrepância parece sugestiva de que alguns dos
granitos porfiróides sejam muito mais produtos metassomáticos antes que granitos magmáticos
puros.
IV - Os granitos tardi.tectônicos são, de conformidade com Marmo (1971),
rochas finas, homogêneas, com feições predominantemente aplíticas e de cor cinza ou
rosada. Não mostram variação para membros mais básicos ou intermediários, e tem ainda
como característica marcante a grande riqueza em feldspato 'potássico. Nenhuma destas
feições coincide a rigor com as observadas junto aos granitos porfiróides, o que reforça a
hipótese de sua origem mista.
V - Cordani e Kawashita (1973), analisando 6 amostras de granitos porfio
róides considerados, com base em resultados obtidos pelo método Rb/Sr em rocha total,
como sendo tardi-tectônicos, concluiu que elas pertencem a uma isócrona de referência com
608 í 48 m. a. Individualmente, entretanto, essas rochas exibem idádes variáveis entre
600 í 90 m.a. e 740 í 200 m.a. Por outro lado, determinações pelo método K/ Ar em
feldspato potássico de granitos porfiróides da região de Mairiporã e Ribeirão Pires, executadas
por Cordani e Bittencourt (1968), revelaram idades variáveis entre 440 í 20
m,a. e 490 + 15 m.a. A comparação desses dados leva à suposição da existência de
rochas mais antigas que sofreram adição de material mais novo, detectado pelo método
K/Ar. Esta linha de argumentação, seguida por Sonet' (1968), sugere uma origem com-

152 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
plexa, de várias fases, para os granitos porfiróides. Tal interpretação é corroborada por
Cordani e Kawashita (1973) baseados na relação Sr87/Srs6 inicial da isócrona dos
granitos porfiróides. Estes autores sugerem a sua formação a partir de magmas gerados
de material sedimentar do próprio cinturão orogênico da Ribeira, aos quais foi adicionado
considerável quantidade de material vulcânico, separado do manto superior durante os
primeiros estádios da evolução do geossinclíeno. Por outro lado, excluem a possibilidade
de formação dos granitos por palingênese de material relacionável à infraestrutura do cinturão
orogênico. Independentemente da düiculdade de determinação da natureza do material
vulcânico separado do manto superior, os dados obtidos por aqueles autores parecem
indicativos de uma origem complexa, mista, para os granitos porfiróides associados ao
Ciclo Brasiliano. Uma gênese em duas fases é também defendida por Ellert (1964) para
os granitos da região de Mairiporã, SP.
VI - Sassi (1971) relaciona o fenômeno de feldspatização intensiva de largas
áreas com a mudança das condições tisico-quÍmicas de fluidos intergranulares durante a
passagem de condições sintectônicas para pós.tectônicas. A comparação entre os dados
geocronológicos obtidos para os granitos pós-tectônicos (cerca de 540 m.a., Rb/Sr em
rocha total) e para feldspato potássico de granitos porfiróides (440 - 490 m.a., K/ Ar)
parecem confirmar tal interpretação, respeitando-se, no entanto, as diferenças de poder de
informação dos dois métodos citados. Para a região de São Paulo, Coutinho (1972) ad.
mite uma fase tardia de metassomatismo potássico nos xistos regionais, o que parece confirmar
a hipótese levantada.
VII - Os argumentos utilizados por Coutinho (1972) para caracterizar os
megacristais de microclínio das rochas graníticas porfiróides como sendo de cristalização
tardia não são conclusos, tendo em vista que as feições nos quais ele se baseia (idiomorfismo
perfeito dos cristais e presença de inclusões abundantes de quartzo, plagioclásio e
biotita, com arranjo paralelo aos contornos dos hospedeiros) já foram descritos por outros
autores (Cannon, 1964) em gnaisses submetidos a metassomatismo potássico.
VIII - Um dos problemas ligados aos corpos graníticos porfiróides é a natureza
dos seus contatos. Melcher- et alii (1973) assinalam que, nos poucos casos em que foi
possível a observação dos contatos entre os granitos da Ribeira e os metas sedimentos associados,
esses eram do tipo tectônico (falhamentos) e não do tipo intrusivo nohnal.
3) Rochas calco-alcalinas com quartzo normativo superior a 30 % - Este grupo está representado
por 10 amostras, provenientes dos corpos de Campina do Veado (2), Morro
Grande (2) e Varginha (6), classificados por Fuck et alii (1967) e Melcher et alii 1973)
(op. cit.) como tardi após.tectônicos. Apresentam composição normativa média Q : Or : Ab
= 33,2 : 30,9 : 35,9 (Grupo 2, Tab. 2; ponto 2 B, Fig. 2), muito próxima à obtida por
Hall (1971) para os granitos caledonianos (Q : Or : Ab = 31,8 : 29,5 : 38,7).
A semelhança de composição das rochas deste grupo com os granitos caledonianos
gerados sob gradiente geotérmico médio é confirmada por paragêneses críticas em
micaxistos da região do vale do Ribeira de 19uape. Segundo Melcher et alü (1973). es.
ses são portadores de cianita, configurando, assim, condições intermediárias entre gradientes
geotérmicos elevados (tipo Variscano, caracterizado pela presença de cordierita) e
baixos (tipo Alpino, marçado pela presença de piroxênios e anfibólios sódicos).
4) Rochas de tendências alcalinas com quartzo normativo em torno de 30 % - Para sua
interpretação, os autores dispuseram de 12 análises, provenientes dos corpos de Anhangava
(1), Marumbi (1), Mandira (1), Guaraú (3) e Graciosa (6). Trata-se de maciços póstectônicos
a julgar pela composição (afinidade alcalina; Marmo. (Í971). textura (eQüigranular)
e natureza dos contatos (discordantes ou tectônicos). conquanto Cordani e Girardi
(1967) e Fuck et alii (1967) mencionem a existência de passagens gradativas entre
as intrusões de Anhangava e Graciosa, Pr; e os migmatitos encaixantes.
Os granitos alcalinos possuem composição normativa média Q : Or : Ab =
31,8 : 29,4 : 38,8. muito próxima à granitos caledonianos (Tab. 2; ponto 3, Fig. 2). Tais
dados parecem indicativos de que, entre a fase orogênica principal da cinturão Ribeira na
região investigada (cerca de 600 a 650 m.a.; Cordani e Bittencourt. 1968) e a fase das
intrusões pós.tectônicas (cerca de 540 m.a.; Cordani e Kawashita, 1971). o gradiente
geotérmico permaneceu praticamente constante.

WERNICK,GOMES
CONSIDERAÇOES FINAIS
A análise das condições geológicas e metamórficas do Grupo Açungui nos estados
de São Paulo e Paraná permite aos autores tecerem as seguintes considerações:
1. Para amplos trechos da região focalizada, o metamorfismo é do tipo Barrowiano
(pressão média), como indicado pela presença de paragêneses críticas em rochas
metamórficas e pela composição química das rochas graníticas.
2. O gradiente geotérmico regional, moderado, parece ter permanecido constante
no intervalo decorrido entre o paroxismo metamórfico e a intrusão dos granitos póstectônicos.
3_ Grande parte dos granitos porfiróides associados ao Grupo Açungui s. s.
evidencia uma origem complexa, provavelmente com uma fase metassomática acentuada.
4. O gradiente térmico regional moderado é sugestivo de que a maior parte das
rochas do Complexo Cristalino, com idades referíveis ao Ciclo Brasiliano, corresponde a
porções de infraestrutura do cinturão Ribeira, rejuvenescido durante aquele evento, sendo
raro o material litologicamente similar formado cogeneticamente com o Grupo Açungui s. s.
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---
MIGMATIZAÇAO E FELDSPATIZAÇAO DE CHARNOCKITOS
E GRANULITOS NO LESTE PAULISTA
E SUL DE MINAS GERAIS
EBERHARD WERNICK*, FAUSTINO PENAL VA**
ABSTRACT
Granulitic and 'charnockitic rocks are rather common in several regions af theBrazilian Crystalline Basement, where they are associated
to gneisses, migmatites, granites and feldspathized rocks. In this paper the authors present the resulta af a study af rock association and
try to expIain its origino Region involved ia eastem São Paulo and southem Minas Gerais States, Brazil.
Field relations and microsoope investigations suggest that the pbserved rock association resulta from two. metamorphic events:
the first one belongs to the Transamazonic Cycle(or olderones), whicligaveloriginto granulites,eharnockites,migmatitesandgneisses the second
one, re1ated maioly with the Brasiliano Cycle (Baykalisn). Duriog this last cycle (upper precambrisn age) the older rocks of the sh.eld have been
re-migmatized and feldspathized.
Authors deseribe the main eharaeteristies of migmatites related to both eyeles and also analyze the main f...tures of the granulitic
and chamockitic rocks in relation to its evolution.
INTRODUÇÃO
No denominado Complexo Cristalino ocorrem, com maior ou menor freqüência, inter.
calações de rochas granulíticas e charnockíticas associadas a gnaisses, migmatitos e granitos. A
gênese das rochas pertencentes à facies granulito, bem como a análise dos diversos episódios que as
afetaram, vem sendo objeto de discussão contínua, baseando-se os diversos autores em dados de
campo, petrográficos e geocronológicos. No presente trabalho os autores, com base em seus trabalhos
realizados no Leste do Estado de São Paulo e Sul de Minas Gerais, bem como através de uma
análise da literatura disponível, tentam caracterizar de maneira global estas ocorrências da porção
Leste do Brasil, entre Salvador (Ba) e Paranaguá (Pr) e descrever sucintamente os fenômenos a que
foram submetidos.
OCORRÊNCIA DE ROCHAS DA FACIES GRANULITO
A Figura 1 mostra as principais ocorrências de rochas granulíticas e charnockíticas do
leste brasileiro, além das áreas do Leste do Estado de São Paulo e Sul de Minas Gerais, estas particularmente
examinadas pelos autores. A figura foi baseada nos trabalhos de Guimarães (1956),
Rosier (1957), Franco e Coutinho (1957), Barbosa (1959), Helmbold (1965), Wemick (1967),
Ebert (1968), Fujimore (1968), Basumallick et alii (1969), Castro e Sial (1971), Girardi et alii (1971),
Oliveira (1973), Cordani (1973). Igualmente estão assinaladas novas ocorrências encontradas
pelos autores nas proximidades de São João da Boa Vista (SP), Itatiba (SP), Inconfidentes
(MG) e entre Poço Fundo e Caldas (MG).
Trabalho realizado com auxílio do CNPq e F APESP
· FFCL/RC
.. IG/USP

156 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
CARACTERÍSTICAS GERAIS DOS GRANULITOS E CHARNOCKITOS
Exames geológicos e petrográficos feitos pelos autores em charnockitos e granulitos da
região de São José do Rio Pardo, São João da Boa Vista, Itatiba e Socorro, associados às numerosas
descrições oferecidas por vários autores, permitem fixar para as mesmas as seguintes características:
1. Ocorrências com dimensões muito variáveis. Os granulitos e charnockitos apresentam-se tanto
sob a forma de massas maiores. atingindo a mais de uma centena de quilômetros quadrados, quanto
constituindo pequenos leitos, núcleos ou bolsões embutidos em outras rochas.
2. Associação com gnaisses, migmatitos e rochas granitizadas. Charnockitos e granulitos ocorrem,
de modo geral. associados ou embutidos em gnaisses, migmatitos e rochas granitizadas. Os
contatos entre os mesmos são freqüentemente difusos, transicionais, ou interdigitados o As rochas associadas
pertencem sempre à facies anfibolito.
3. Paragêneses mistas. Os charnockitos e granulitos ostentam paragêneses coexistentes indicadoras
de diferentes condições de formação. De um lado ocorre a associação entre ortoclásio, mesopertita,
antipertita, granada. ortopiroxênio e quartzo discóide. típica para facies granulito
(anidra), associada quase sempre a microclina. biotita e hornblenda, indicando condições de facies
anfibolito (hidratada).
4. Entre as rochas charnockiticas distinguem-se charnockitos caracterizados por elevada homogeneidade
composicional e textural, constituindo aparentemente corpos circunscritos (e.g. o
charnockito de Ubatuba, SP). e charnockitos de composição variável, estrutura gnáissica manifesta,
freqüentemente associados a rochas parametamórficas.
5. Parece aos autores que existe uma predominância de rochas charnockíticas sobre as granulíticas,
ostentando estas quase sempre composição granítica, enquanto os charnockitos exibem composição
mais variada, de ácida a básica.
60 Comparando-se a Figura 1 com os mapas geocronológicos (eog. Almeida. 1969: Fig. 1 e Almeida
et alii, 1973: Figo 1) verifica-se que a ocorrência de rochas da facies do granulito está restrita às
áreas cratônicas do final do Pré-cambriano e às áreas do embasamento rejuvenescidas durante o
Ciclo Brasiliano, não sendo ainda conhecidas ocorrências indubitavelmente cogenéticas com este
ciclo.
GÊNESE DA ASSOCIAÇÃO ENTRE ROCHAS DA FACIES GRANULITO E ANFIBOLITO
O presente ítem resume as principais hipóteses sobre a associação entre rochas das
facies granulito e anfibolito, restringindo-se os autores à área a Leste de São Paulo e Sul de Minas
Gerais.
1. Franco e Coutinho (1957). estudando um perfillitológico entre Arcadas e Socorro (SP) concluiram
que a associação entre rochas da facies anfibolito e granulito resulta de um só evento metamórfico.
crescente de W (Arcadas) para E (Socorro). Explicam a presença de biotita e hornblenda
nas rochas da facies granulito em função de suas características químicas. respectivamente a relação
Mg/Fe e a riqueza em AI. Fe e Ti.
2. Wernick (1967), estudando a região de Amparo e Socorro (SP), concorda com a hipótese de um
metamorfismo regional mais enérgico na região de Socorro e enquadra as rochas portadoras concomitantemente
de ortopiroxênio. biotita e hornblenda na subfacies do hornblenda granulito. Ressalta
que os granulitos e charnockitos foram afetados por fenômenos metassomáticos posteriores,
com o desenvolvimento de gnaisses charnockíticos porfiroblásticos, ricos em megacristais de microclina.
3. Ebert (1968), estu,dando rochas da facies granulito em Minas Gerais, ressalta que sua ocorrên.
cia está sempre associada ao Grupo Paraíba no qual constituem corpos e lentes nos metassedimentos
ricos em feldspatos da facies anfibolito. Considera esta associação formada num só evento,
resultando as rochas da fades granulítica da ação de um metamorfismo local mais enérgico devido a
processos tectônicos que provocariam a desidratação de pacotes relativamente espessos de metassedimentos,
com a conseqüente formação de granulitos'e charnockitos. A presença de paragêneses
mais ou menos anidras seria função da maior ou menor desidratação, sob efeito tectônico. Baseado
nos contatos transicionais entre as rochas das duas mencionadas facies, exclui a possibilidade dos
granulitos e charnockitos corresponderem a intercalações tectônicas oriundas de um ambiente de

t
2
I"LORIANÓPOLI
Fig.l
LEIENDA
,~:;, PRINCIPAIS OCORRÊNCIASDE ROCHAS
ífJY CHARNOCK(TCASE GRANULíTICAS.
100
Q IQO 300 500km
.

WERNICK, PENAL VA 157
formação diferente daquele que gera as rochas envolventes. Interpretou ainda a presença de microclina
nas rochas granulíticas como sendo devido a metamorfismo retrógrado.
4. Delhal, Ledent e Cordani (1969), estudando parte do Estado de Minas Gerais e Rio de Janeiro,
apresentam uma interpretação oposta. A associação entre rochas granulíticas e gnaisses, migmatitos
e granitos seria uma associação formada em dois episódios, resultando de uma remigmatização
do Grupo Paraíba (referível ao Ciclo Transamazônico) durante o Ciclo Brasiliano. As intercalações
de granulitos e charnockitos corresponderiam a restitos não afetados pelo rejuvenescimento.
Em trabalho posterior, Cordani (1973) amplia esta interpretação para outras áreas da faixa costeira
entre Salvador e Vitória.
5. Também Oliveira (1973), estudando a região de São José do Rio Pardo (SP), concluiu que a associação
em foco resulta da superposição de duas fases metamórficas. A fase inicial, de metamorfismo
crescente, origina inicialmente gnaisses e rochas associadas. Quando atingidas as condições da
facies granulito ocorreu anatexiã parcial, com a produção de resíduos granulíticos e charnockíticos
parcial ou totalmente anidros. Estas rochas, quando portadoras de anfibólio e biotita, seriam indicativas
de um resíduo apenas parcialmente desidratado. Numa segunda fase ocorre a remigmatização
das rochas pré-existentes, em condições de facies anfibolito. Ao contrário de Delhal et alii
(1969), o autor não precisa o intervalo entre as duas fases, limitando-se à observação de que a fase
da remigmatização é referível ao Ciclo Brasiliano e que os granulitos são algo mais velhos que esta
fase. Ressalta ainda, baseado na composição química das rochas da facies do granulito, que a
anatexia da primeira fase ocorreu sob condições de média pressão, o que contrasta com a ocorrência,
na região, de gnaisses kinzigíticos portadores de cordierita, indicativa de um regime de baixa pressão.
AS TRANSFORMAÇOES SOFRIDAS PELAS ROCHAS DA F ACIES G RANULÍTICA
Os trabalhos de campo e petrográficos dos autores mostram que as rochas granulíticas e
charnockíticas, após a sua gênese inicial, sofreram, essencialmente, dois tipos de transformação:
Migmatizaçáo
De modo geral as rochas granulíticas ocorrem sob a forma de intercalações em gnaisses e
migmatitos, estes predominantemente com estruturas que denotam uma grande plasticidade e
homogeneização do material durante o processo, neste caso de elevado poder térmico. Tal interpretação
é corroborada pela intensa mobilização exibida por estas rochas, nas quais abundam metatectos
graníticos. Levantamentos geológicos efetuados pelos autores (Wernick, 1967; Wernick e
Penalva, 1973) no leste do Estado de São Paulo, permitem enquadrar os charnockitos e granulitos
como associados a dois tipos principais de migmatitos, cujo limite, na região em foco, é dado pela
grande falha transcorrente de Jacutinga, que passa nas proximidades de Itapira (SP), Jacuntinga
(MG) e Ipuiúna (MG) e que corresponde ao limite entre os blocos tectônicos de Jundiaí e Pinhal
(Penalva e Wernick, 1973). Ao sul da falha (Bloco J undiaí) predominam amplamente migmatitos cinzentos
que receberam dos autores a designação de campo migmatitos Amparo. Denotam, de modo
geral, elevada plasticidade, sendo comum estruturas flebíticas, dobradas, ptigmáticas, estictolíticas,
schlieren, dictoníticas e nebulíticas. Estruturas agmatíticas são muito raras. Apesar de sua riqueza
em estruturas denotando elevada plasticidade, os mobilizados graníticos nestas rochas são de âmbito
local, nunca desenvolvendo grandes proporções volumétricas. Também fenômenos de feldspatização
são relativamente restritos. Freqüentemente os migmatitos gradacionam para gnaisses bandeados,
pouco pertubados, localmente ricos em intercalações anfibolíticas. Ao norte da falha de Jacutinga
(Bloco Pinhal) predominam migmatitos róseos que receberam a designação de campo migmatitos tipo
Pinhal. São rochas de caráter muito variável, ocorrendo tanto tipos com estruturas denotando elevada
plasticidade quanto rochas com estruturas agmatítica indicando a persistência de uma certa
rigidez do paleossoma submetido à migmatização. De modo geral, sinais de injeção de material
granítico róseo são abundantes. Grande parte dos migmatitos róseos são do tipo nebulítico e homofânico,
com grande volume de material remobilizado e elevada homogeneização, sendo
comum a passagem gradual entre migmatitos e numerosos corpos graníticos. Também abundante
é a feldspatização, através da qual os migmatitos evoluem para rochas porfiroblásticas,
ricas em megacristais de microclina. Se bem que os autores ainda não disponham de dados

158 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
geocronológicos quanto a equivalência dos migmatitos róseos e cinzentos, respectivamente
abundantes e raros no Bloco Pinhal e raros e abundantes no bloco Jundiaí, as relações de
campo sugerem, como hipótese de trabalho, que os migmatitos róseos, tipo Pinhal, resultem
da evolução, por remigmatização, dos gnaisses e migmatitos cinzentos do tipo Amparo. Estas
relações de campo se evidenciam pela presença de migmatitos cinzentos injetados e inflitrados
por neossoma posterior, róseo, com todos os estágios denotando a evolução progressiva
deste fenômeno até a obtenção dos migmatitos predominantemente róseos do tipo Pinhal.
Feldspatização
o processo de feldspatização parece ser de menor influência na transformação das rochas
granulíticas e charnockíticas. O exemplo mais expressivo observado pelos autores é a passagem entre
os granulitos e charnockitos dos arredores de Socorro, junto à divisa SP -MG, para o maciço
gnáissico-granítico porfiroblástico de Socorro (Wernick e Artur, 1974, Fig. 1). A passagem gradual
para rochas graníticas, pela blastese progressiva de megacristais de microclina, pode ser verificada
ao longo do perfil Socorro (SP) - Munhoz (MG). O processo da feldspatização é acompanhado pela
progressiva transformação do ortopiroxênio para formas mais fibrosas, e destas para anfibólio, que
por sua vez passa, sob o efeito da adição de potássio, para biotita. Paralelamente ocorre mudança
progressiva da estrutura original gnáissica-granulítica para uma textura granitóide. Um piroxenito
associado às rochas porfiroblásticas, que se estende até a leste da rodovia Fernão Dias, datado por
Ebert e Brochini (1968) pelo método K/ Ar (553 m.a.) e anfibólio (620 m.a.) indica brasiliana para o
fenômeno.
Levando-se em consideração o acima exposto, bem como os dados geocronológicos ora
disponíveis para a região em foco (Cordani e Bittencourt, 1967; Ebert e Brochini, 1968; Delhal et
alii, 1969; Hasui e Hama, 1972; Cordani et alii, 1973 e Cordani, 1973, além dos trabalhos de AImeida,
1969,(Fig. l)e Almeida et alii, 1973, Fig. 1) os autores apresentam, tentativamente, o seguinte
esquema de evolução:
A - Metamorfismo, com a formação de gnaisses e rochas associadas, migmatitos cinzentos.e
rochas da facies granulito através de um metamorfismo regional progressivo associado a
anatexia. Esta fase possivelmente seja referida ao Ciclo Transamazônico (Delhal et alii, 1969; Cordani
et alii, 1973; Cordani, 1973), ou a ciclos mais antigos, caso, por exemplo de Jequié (Cordani,
1973).
B - Remigmatização e feldspatização, principalmente durante o Ciclo Brasiliano (Ebert
e Brochini, 1968; Oliveira, 1973; Cordani, 1973), em condições de facies anfibolito, com a produção
de migmatitos com neossoma predominantemente róseo e destruição parcial das rochas da facies
granulito pré-existente.
Neste modelo, algumas contradições existentes entre diversos autores podem ser esclarecidas,
bem como algumas das características gerais das rochas granulíticas e charnockíticas
relacionadas anteriormente.
No primeiro caso situa-se a contradição entre a observação ou não de fenômenos de
remigmatização. Enquanto o fenômeno não foi observado por Franco e Coutinho (1957) e Wernick
(1967) na região de Socorro (Bloco Jundiaí), onde migmatitos cinzentos remigmatizados são raros, a
constatação do fenômeno pôde ser feita por Oliveira (1973) na região de São José do Rio Pardo
(Bloco Pinhal), onde estas rochas são abundantes. No segundo caso incluem-se a variabilidade nas
dimensões das intercalações, a sua associação com migmatitos, granitos e rochas feldspatizadas; a
ocorrência subordinada de granulitos, mais susceptíveis a remigmatização; e sua ocorrência em
áreas rejuvenescidas no Ciclo Brasiliano ou em áreas cratônicas já consolidadas no fim do Précambriano
Superior.
TENT ATIVA DE UMA INTERPRETAÇÃO REGIONAL
Desde o advento e desenvolvimento do conceito de série facial (Miyashiro, 1961; Tex,
1965, 1971; Winkler, 1967; Hietanen, 1967; Richardson, 1967) vários autores tentaram correlacionar
a influência das diferentes relações entre temperatura e pressão (gradiente geotérmico) com
as várias feições que distinguem os diversos cinturões orogênicos. Enquanto Hall (1971) mostrou a
variação das composições normativas das rochas graníticas em áreas orogênicas com diferentes

WERNICK, PENAL VA 159
relações temperatura/pressão, Zwart (1967) destacou numerosas diferenças geológico-petrográficas
entre cinturões gerados sob elevado e baixo gradiente geotérmio. Tomando-se como base os autores
citados, aliados a Figura 1 e aos trabalhos de Almeida, (1969), Almeida et alii (1973), Cordani (1973)
e Wernick e Gomes (1974) podem ser estabelecidos alguns aspectos globais:
1. A extensão do Complexo Cristalino rejuvenescido na área considerada é substancial, quer
tomando-se por basedatações geocronológicas (Almeida, 1969: Fig. 1; Almeidaetalii, 1973; Cordani,
1973: Fig. 1); quer assumindo-se que, em sua grande maioria, as intercalaçõe~ de rochas granulíticas e
~harnockíticas no Complexo Cristalino são testemunhos de um embasamento mais antigo
rejuvenescido. Nestas condições, a grande extensão da área rejuvenescida é indicativa para um
processo de alto poder térmico, o que configura um elevado gradiente geotérmico. Tal suposição
parece encontrar correspondência no amplo predomínio de migmatitos flebíticos e homofânicos nas
áreas rejuvenescidas, assim como a abundância de granitos referíveis ao Ciclo Brasiliano nelas
presentes.
2. O elevado gradiente geotérmico, que caracteriza condições de baixa pressão, é confirmado pela
ocorrência, na faixa costeira entre a Guanabara e a Bahia, de abundantes gnaisses portadores de
cordierita, mineral indicador de baixa pressão. Segundo Cordani (1973), pelo menos parte destes
gnaisses kinzigíticos pode corresponder a material cogenético do Ciclo Brasiliano. Mais para o Norte,
na faixa de dobramento Seridó (estados do Rio Grande do Norte e Paraíba), referível ao Ciclo
Brasiliano, Mello e Mello (1974) também caracterizaram condições de baixa pressão. No sul, na região
de São José do Rio Pardo (Estado de São Paulo), Oliveira (1973) descreve a ocorrência de cordierita
em gnaisses kinzigíticos associados a rochas remigmatizadas durante o Ciclo Brasiliano.
Segundo Zwart (1967) as condições de elevado gradiente geotérmico refletem-se em paragêneses indicadoras
de baixa pressão, além de abundância em granitos, migmatitos e áreas do embasamento
rejuvenescido, feições abundantes na região considerada.
3. Ao que tudo indica o gradiente geotérmico que caracteriza o metamorfismo do Ciclo Brasiliano,
que no que tange à formação de material cogenético quer no que diz respeito ao rejuvenescimento do
embasamento pré-brasiliano, não foi constante em toda área abordada, diminuindo de N para S.
Assim, enquanto na região do Seridó e na faixa costeira entre a Bahia e a Guanabara, a presença de
cordierita configura um metamorfismo tipo Abukuma (Winkler, 1967), mais para os arredores de
São Paulo, Coutinho (1972) caracterizou condições do tipo New Hampshire. Entretanto, seus recentes
achados de cianita (comunicação pessoal) passam a configurar, para a citada área, condições
metamórficas do tipo barrowiano. Idênticas condições foram determinadas por Melcher et alii
(1973) junto à divisa entre os estados de São Paulo e Paraná, baseado em paragênese críticas, e por
Wernick e Gomes (1974) baseados na composição de rochas graníticas.
4. O aumento da relação pressão/temperatura no Complexo Cristalino de Norte para Sul implicaria
numa diminuição, no mesmo sentido, das áreas desta unidade nitidamente rejuvenescidas
durante o Ciclo Brasiliano. Tal constatação, entretanto, só poderá ser efetuada através de minuciosas
investigações geocronológicas e levantamentos estruturais, e opõem-se à interpretação de
Hasui (1973) que considera, para o Estado de São Paulo, o Complexo Cristalino como unidade
cogenética do Cinturão da Ribeira, Ajusta-se, por outro lado, à interpretação de Fuck et alii (1971)
que, baseados em datações de anfibolitos e rochas ultrabásicas do Complexo Cristalino consideramno,
no Estado do Paraná, como uma unidade pré-brasiliana.
AGRADECIMENTOS
Os autores agradecem ao Conselho Nacional de Pesquisa (CNPq), pelo suporte financeiro
dado ao presente trabalho e à Fundação de Amparo à Pesquisa do Estado de São Paulo
(FAPESP) pelo fornecimento de veículo para a realização dos trabalhos de campo.
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-.-
ROCHAS VULCÂNICAS ACIDAS E SUBVULCÂNICAS
NO LESTE DA AMAZONIA
JAIME F. V. ARAÚJO*, ANA M. DREHER*
ABSTRACT
Petrographic knowledgements gained in associated acid volcanic and subvolcanic rocks are synthesized in thia work. The rocks
are those mapped by Projeto RADAM as partaining tba lriri Formation of the Uatumã Group in tbe SB-22 Aragoaia, nortb Df tbe se-
22 Tocantins, SB.21 Tapajóo, and in part Df tbe SC-22 Juzuena o~ta.
Mapping was carried out after the radar imagery interpretation, the field work being realized in pre selected aress eitber using
helicopter or .oado and otraamo coto.
The collected hand samples have been submited to patrographical, geochronological and chemical analysis.
INTRODUÇÃO
As primeiras informações sobre a ocorrência de rochas vulcânicas na Amazônia, são
reportadas a segunda metade do século passado, quando em 1&74, Charles Frederick Hartt observou
diques de diorito e pórfiros no Rio Tapajós. Desta época até nossos dias, inúmeros pesquisadores
fizeram refurências a ocorrências de rochas vulcânicas e piroclásticas nos mais variados locais,
porém quase sempre observados ao longo da calha dos rios que atravessam essa vasta região, devendo-se
ao Projeto RADAM o seu mapeamento nestes interflúvios.
A primeira designação dada a esse conjunto de rochas, ao qual foram associados elásticos
finos, foi Série Uatumã. é devida a Oliveira e Leonardos (1943), baseados na descrição de AIbuquerque
(1922) a montante da cachoeira Balbina no Rio Uatumã, e colocada duvidosamente no
Cambriano.
Durante bastante tempo, tanto sua litologia como posição estratigráfica, permaneceram
confusos. Recentemente ao conjunto de vulcanitos ácidos, ignimbritos, piroelásticas e intrusivas
associadas, que ocorrem desde as adjacências do Rio Novo para o Sul, a SUDAM/Geomineração
(1970) fez a proposição do nome Formação Iriri, correlacionando-a a fase ácida do Grupo Fumaça,
definido por Forman (1968), na Cachoeira do mesmo nome do Rio Trrmbetas.
°DNPM/RADAM

162 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Deve-se a Caputo, Rodrigues e Vasconcelos (1971) a sua proposição a categoria de
Grupo e a Silva et alii (1974) sua subdivisão nas seguintes unidades:
Formação Iriri
- Formação Sobreiro
- Formação Rio Fresco
Silva et alii (op. cito ) consideram riolitos, dacitos, piroclastos, ignimbritos e granófiros,
como pertencentes à Formação Iriri estando associadas rochas graníticas denominadas Velho
Guilherme. Ao conjunto de riolitos, tufos e brechas vulcânicas ocorrentes no baixo curso do Rio
Aripuanã, Almeida e Nogueira Filho (1959), denominaram de Quartzo Pórfiro do Aripuanã. Silva et
alii (op. cit.) incluem como pertencendo à Formação Iriri, rochas como riolitos, riodacitos, dacitos,
andesitos, tufitos, ignimbritos e rochas sedimentares (?) associadas e corpos subvulcânicos chamados
Granito Teles Pires e Sienito Canamã.
Na região do Rio Jamanxim, a SUDAM/Geomitec (1972) refere-se a riolitos, riolitos
pórfiros e alcalinos, dacitos, riodacitos, delenitos, tufos de cristal, vítreos e líticos de composição
riolítica, andesitos pórfiros, andesitos, andesitos hemicristalinos pórfiros e tufos de cristal andesíticos.
Santos et alii (1974) incluem como pertencentes à Formação Iriri, rochas como riolitos,
dacitos, riodacitos, andesitos, granófiros, piroclásticos, sedimentares associadas e rochas subvulcânicas
denominadas Granito Maloquinha.
Distribuição qa Área
A Formação Iriri, na folha SB.22 Araguaia, foi mapeada numa faixa grosseiramente
alongada NW -SE, desde o Rio Iriri até a faixa envolvente a Serra de Cubencraquém, atravessando o
Rio Xingú na região da Cocraimoro e o Rio Riozinho a sul da Cachoeira de Um Dia. Penetra pelo leste
da folha SB .21, seguindo a orientação dos vales dos rios Iriri, J amanxim e respectivos afluentes,
havendo ainda exposições nos vales dos rios Acarí e Sucundurí e parte SW das folhas SB.21-Y A e
YC. Na porção mapeada pelo Projeto RADAM da folha SC.21 Juruena, estende-se numa faixa com
direção aproximada EW que prolonga-se desde a região ao sul da Base Aérea de Cachimbo até a
confluência do Rio Maracanã com o Aripuanã, e bordeja tanto o flanco N quanto o W da Chapada de
Dardanelos.
ESTRATIGRAFIA
Na folha SB.22 Araguaia e parte da SC.22 Tocantins, a Formação Iriri, acha-se ora assente
discordantemente sobre o Complexo Xingú, ora sobre o Grupo Grão-Pará e ora sobre a Formação
Sobreiro. Está sobreposta pela Formação Gorotire e intrudida por granitos do tipo Velho
Guilherme.
Na folha SB.21 Tapajós, está sotoposta ao Grupo Beneficente e antecede os Granitos
Maloquinha.
Na porção mapeada da folha SC.21 Juruena, a Formação Iriri assenta discordantemente
sobre o Complexo Xingú, corta o Grupo Beneficente, e está sobreposta discordantemente pela Formação
Prosperança.
Rochas vulcânicas e piroclásticas ácidas
Riolitos
PETROGRAFIA
A cor dessas rochas geralmente varia de marrom avermelhado a rosa acinzentado. Possuem
textura porfirítica com larga predominância em volume, da matriz sobre os fenocristais de quartzo,
feldspato alcalino e plagioclásio.
O quartzo tem uma forma subédrica a arredondada apresentando geralmente o fenômeno
de corrosão magmática, podendo às vezes estar ausente como fenocristal, mas a sua presença
constante na matriz, atesta o caráter ácido das rochas.
O ortoclásio e, mais raramente a sanidina, são pertíticos, subédricos, maclados segundo

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ARAÚJO, DREHER 163
Caris bad , e alterados para argilo-minerais e sericita. A albita ou o oligoclásio quando presentes,
ocorrem em quantidades subordinadas, com formas também subédricas e às vezes zonados; os
plagioclásios ácidos mostram geminação polissintética e estão invariavelmente, alterados a sericita
e argilo-minerais. Biotita e hornblenda raramente formam fenocristais: pouco desenvolvidos e parcialmente
alterados a clorita e opacos.
A matriz dos riolitos é cripto a microcristalina, formada por um fino agregado quartzo'
feldspático. Em várias amostras a matriz exibe uma estrutura fluidal, marcada por linhas de fluxo
contínuas sendo também comum a presença de áreas ou lentes de intensa desvitrificação com for-
TABELA 1
(Rialitas)
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Feldspatos xl xl xl xl xl xl xl xl xl x
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Ortoclãsio Pert í ti co x x x x x x x x x x x x x
Sanidina Pertítica
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Hornblenda
Biotita x x x x x x x x x x
Zircão x x x x x x x x x x x
Leucoxênio
Apatita x x x x x X
Es feno x x x
Opacos x x x x x x x x x x x x x x x x x x x x
Sericita x x x x x x x x x x x x
Clorita x x x x x x x x x x x x x
Epidoto x x x x x x x x
Oxido de Ferro x x x x x x x x
Argilo Minerais x x x x x x x x x x x x x x x x x x
Carbonatos x x x x x x
Vidro
Fluorita x
OBS.: (1) Albita
(2) Microclínio

164 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
mação de intercrescimento micrográfico e granofírico em contraste com áreas somente de incipiente
desvitrificação. Podem ocorrer ainda pequenas cavidades amigdaloidais preenchidas por quartzo,
feldspato e, às vezes, zeolitas e fluorita. O grau de alteração da matriz varia, sendo esta geralmente
para sericita e material argilo-ferruginoso. Há amostras com notável transformação a calcita,
clorita e epidoto.
Os acessórios comuns são apatita, zircão, esfeno, leucoxênio, sulfetos e outros opacos.
TABELA 2
(Riodacitos e Dacitos)
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vez algum evento piroclástico associado.
Rochas Piroclásticas
ARAÚJO, DREHER 165
Dentre as rochas piroclásticas de composição ácida foram identificados tufos vítreos,
tufos de cristais e líticos. lapili-tufos e brechas.
Os tufos possuem, em geral, uma coloração cinza ou avermelhada e mais raramente
marrom ou creme. São rochas extremamente compactas, com fratura conchóide, afaniticas ou por-
firoclásticas, possuindo normalmente alguma estratificação ou orientação preferencial.
Ao microscópio, seus contituintes principais são fragmentos angulosos de quartzo. felds-
patos e fragmentos líticos geralmente derivados de rochas vulcânicas ácida!! ou intermediárias, chert.
tufos e ignimbritos. A matriz é composta de um material microfelsítico ou hemivítreo. notando-se, em
várias amostras, indícios ou contornos de antigas lascas vítreas ora desvitrificadas e em disposição
irregular. Nos tufos vítreos essa massa vitroclástica predomina largamente sobre os finos fragmentos
cristalinos ou líticos. Os tufos de cristais podem por sua vez ser facilmente confundidos com certos
sedimentos imaturos epic1ásticos comumente associados às vulcânicas da região. como grauvacas
formadas a partir de materia! vulcânico fino que lhe são bastante similares.
Os lapili-tufos e brechas possuem essencialmente a mesma composição dos tufos de cris-
tais e líticos propriamente ditos, diferindo destes somente no tamanho dos fragmentos.
Todas as rochas piroclásticas da região, em maior ou menor grau, sofreram desvitri-
ficação, alteração a sericita, carbonatos, clorita e epidoto e freqÜenterecristalização principalmente
quando foram submetidas a esforços cataclásticos. São comuns também uma forte disseminação de
óxido de ferro e minerais opacos nestas rochas, ocorrendo vez por outra, biotita, zircão, apatita e
fluoritaacessoriamente.
TABELA 3
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(Rochas Piroclásticas)
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Microclínio x x
Plagioclâsio x x x x x x x x x
Albita x x
Oligoclâsio x
Biotita x x x x
Muscovlta x x x
Zircão x x x x
A1>atita x x x x
Opacos x x x x x x x x x x x x x x x
Sericita x x x x x x x x x x x x x x x x x
Clorita x x x x x
Epidoto x x x x x x
Oxidode Ferro x x x x x x x x x
ArgiloMinerais
Carbonatos
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Vidro x x x x x x x x? x x? x x x? x x
Fragmentos de Rocha x x x x x x
Ignimbritos . Macroscopicamente OS ignimbritos são semelhantes aos tufos tanto na sua
textura afanítica ou porfiroclástica como na estrutura orientada ou suas cores predominantemente
avermelhadas. O critério utilizado para distinguir as amostras de ignimbritos das rochas tufáceas
da região, foi a presença de pequenos fragmentos vítreos firmemente soldados e comprimidos de
modo que sua disposição planar faça com que a rocha apresente uma textura que se assemelha à
textura de fluxo, É verdade que a intensa desvitrificaçáo e alteração a que estas rochas foram subo
metidaspermiteque seobservesomenteoscontornosdosfragmentosvítreos,mas a suatendência
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166 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
circundar os fenoclastos e a ausência de linhas de fluxo contínuas são características.
Os fenoclastos são sempre subordinados em relação a matriz, sendo geralmente fragmentos
de quartzo e feldspatos com bordas lascadas e corroidas, os últimos sempre muito alterados
a sericita e argilo-minerais. Ê comum também o englobamento de partículas de rochas félsicas, parcialmente
digeridas ou mesmo de corpos essencialmente vítreos. A biotita pode estar presente, o
zircão é raro e os opacos são freqüentes. Sercita e óxido de ferro normalmente impregnam todas estas
rochas.
MINERALOGIA
TABELA 4
(Ignimbritos)
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Zircão x x
Esfeno x
Opacos x x x x x x
Sericita x x x x
Clorita x
Epidoto x
Oxido de Ferro x x x x
Argilo Minerais x x
Carbonato x x
Fragmentos de Rocha x x
Vidro x x x x
Rochas Sub-Vulcânicas Ácidas
Granito Velho Guilherme' . Apresenta-se com tendência alasquítica, e variações petrográficas
indo de granito a granodiorito. Microscopicamente, o quartzo apresenta-se anédrico com
extinção ondulante, os feldspatos alcalinos são representados por microclínio pertitizado (subordínadamente
ortocIásio) levemente alterados a argilo-minerais. Há indícios de metassomatose alcalina
na rocha. O plagiocIásio sódico (albita-oligoclásio) com lamelas da macIa encurvadas, parcialmente
substituído por feldspato alcalino e bastante alterado a sericita. A biotita acha-se cIoritizada,
sendo raras a horblenda e a moscovita, estando esta associada a biotita. Os acessórios chegam a per:fazeraté
1% da rocha.
Granito Maloquinha - Granitos Grosseiros -São rochas leucocráticas, granulares, grosseiras,
em geral avermelhadas devido a impregnação de óxido de ferro. Ao microscópio, além da
textura granular hipidiomórfica grosseira, o quartzo e o ortoclásio perfazem às vezes mais de 80%
da rocha. O plagioclásio sódico raramente supera 10%, enquanto a biotita alcança no máximo 5 % .
Os acessórios são escassos, registrando-se a presença de fluorita, moscovita, opacos e zircão. Entre os

MINERALOGIA
~FIIVG
RM-5 RK-7 RM-9 007
QuartzQ 27t 7 35,6 40,6 20
Feldsp. Alcalino 44.6 34.5 26,2 68
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Serici ta x x x x
Fluori ta (?) (1) (?) x
Zircão x x x x
Epidoto x x x x
Argilo Minerais x x x x
ARAúJO,DREHER 167
minerais secundários observa-se clorita, argilo-minerais, sericita e óxido de ferro.
O quartzo que normalmente é anédrico, por vezes apresenta-se com algumas faces e formas
de corrosão magmática. Seus cristais atingem por vezes 5 mm.
Alguns intercrescimentos mirmequíticos são observados. Os álcali-feldspatos variam de
anédricos a subédricos, com geminação Carlsbad, pertíticos, alterados a argilo-minerais e recobertos
por óxido de ferro. A biotita, variedade parda, está sempre bastante oxidada.
Granitos Pórfiros - Apresentam fenocristais grosseiros envoltos por uma matriz finamente
cristálina. Tem distribuição e importância subordinada em relação às demais.
Microscopicamente a matriz perfaz mais da metade da rocha, sendo formada por cristais
interpenetrados de quartzo, ortoclásio e plagioclásio. Localmente há desenvolvimento de intercrescimentos
micrográficos entre os dois primeiros. A biotita é o máfico presente, cloritizada e oxidada.
Os fenocristais são de quartzo, feldspato alcalino e plagioclásio. O primeiro é anédrico, com extinção
ondulante e microfraturado, o segundo maclado Carlsbad, está algo pertítizado e alterado a argilo
minerais e com impregnação de óxido de ferro. Os plagioclásios foram substituidos por epidoto e
sericita. Os acessórios são: opacos, esfeno, apatita, fluorita e epidoto.
TABELA 5
Granito Vellio Guilherme
r.n NERALOGIA
~S 19/DS-22131/DS-2 [t5/DS... 01 BA/DS-2
Quartzo 42 34 42 35 x
Microcl{nio
Ortoclásio 471 x 501 35
Pertita x 55 x
Plag. Sódico 8 10 3 25 x
Bioti ta 3 1 5 5
Huscovi ta
TABELA 6
Granito Maloquinha
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Apatita x x
Epidoto x x
Esfeno x
Fluori ta x x x
Opac os x x x x
zircão
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x x
1
x
Clorita x x
Serici ta x x x
Argilo Minerais x x x x x
Oxido de Ferro x x x x x
OBS.: Determinação Duvidosa (? )
Inclui pertita (1 )
Granito Teles Pires - Granitos Normais - Possuem coloração avermelhadas devido ao
feldspato alcalino que é o mineral dominante; sua granulação varia de média a grosseira, ocasionalmente
pegmatóide. São leucocráticos, com máficos tão escassos que algumas variedades podem ser
consideradas alasquíticas. Ao microscópio. são sempre granulares hipidiomórficos e desprovidos de
deformações cataclásticas. Seus componentes essenciais são o ortoclásio intensamente pertítico e
geminado segundo Carlsbad. o quartzo subédrico a anédrico com extinção ondulante e por vezes intercrescido
gráficamente no feldspato alcalino. Os plagioclásios sódicos são subordinados. ou mesmo
ausentes. Entre os máficos sobressai a biotita cloritizada e, numa única amostm, riebeckita. Os
acessórios são escassos e pouco diversificados: allanita, apatita, epidoto, esfeno, fluorita, opacos,
zircão, xenotima ou monazita. Secundariamente destaca-se a formação de argilo-minerais a partir
dos álcali.feldspatos, que geralmen\e recóbrem-se também por óxido de ferro. Numa das amostras,
houve formação de moscovita e mica ~inífera, acompanhados por alguma fluorita.
O riebeckita-granito não ~fere dos demais granitos a não ser pela presença deste anfibólio;
este é subédrico, por vezes zo~ado, com intenso pleocroismo azul índigo e inclusões de
opacos.
Microgranitos . Associados aos vários tipos de granitos, os microgranitos são alas-
x1

168 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
qufticos possuindo granulação fina e unifonne, e coloração rósea.
Ao microscópica apresentam textura hipidiomórfica isogranular, compondo-se essencialmente
por feldspatos alcalinos (ortoclásio ou microclínio) parcialmente argilizados, e quartzo
xenomórfico com extinção Qndulante e geralmente bordos corroidos, ou constituindo pequenos intercrescimentos
de ex.solução. Subordinadamente ocorrem plagioclásio sódico (albita.oligoclásio),
raras lamelas de biotita e uns poucos acessórios.
Granitos Pórfiros - Possuem tonalidades avennelhadas e são bastante leucocráticos.
Sua textura é porfirítica, em que os fenocristais de quartzo, ortoclásio e plagioclásio repousam
numa massa fundamental holocristalina, isogranular e característica de jazimento hipoàbissal. A
biotita, parcialmente cloritizada, é o mineral máfico presente, ocorrendo em quantidades muito
subordinadas.
TABELA 7
(Granito Teles Pires)
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Microclínio x 30 x x x
Ortoclásio x x x x 57 x 45 x x x 60 50 x x x
Pertita x x x x x x x x 10 x x x x
Plagioclásio x 2 x x 45 x x x
Plagioclásio Sádico x 25 17 x x 15 20
Biotita x 10 x x x 1 x x x x x 1 x x x
Muscovita x 3 x
Mica Litinífera x
Tremolita/Actinolita 10
Riebeckita x
Allani ta x
Apatita x x x x 1 x x
Epidoto x x x 5 2
Esfeno x 3 x x x 1 x
Fluorita
Opacos
x
x x x
x
x x x x
x
x
"
x x 7 x x x x x
Zircão x x x x x x x x x x
Xenotima ou Monazita (?) x?
Clorita x x x x x x 10 1 3 x x x
Carbonatos 1
Sericita x x x x x x x x x
Argila Minerais x x x x x x x x x x x x x x x x x x
Oxido de Ferro x x x x x 3 x x x
Granófiros -Aqui considerados em um item separado, os granófiros ácidos foram, entretanto,
nas folhas SB-22 Araguaia e SB-21 Tapajós, atribuidos à Fonnação Iriri, enquanto que os
da folha SC~21 Juruena, foram relacionados aos granitos intrusivos Teles Pires. A razão para essa
interpretação está no fato dessas rochas serem facilmente confundidas com rochas vulcânicas porfiríticas
ou com granitos pórfiros.
Caracterizam-se por uma textura granofirica, com fenocrlstais de quartzo e feldspatos
imersos em uma matriz composta de intercrescimentos micrográficos.
Os cristais maiores de ortoclásio acham-se com freqüência reabsorvidos nos bordos pela
matriz, e estão sempre argilízados possuindo alguma pertitização e impregnação por óxido de ferro.
Os plagioclásios sódicos são menos freqüentes, alterando-se a sericita, epidoto e mais raramente a
calcita.
A matriz pode ter granulação fina ou grosseira, compondo-se essencialmente por quartzo
e ortoclásio intercrescidos granofiricamente.
Os máficos destas rochas são escassos, resumindo-se a pequenos cristais de hornblenda
e biotitaparcialmente cloritizada e a alguns acessórios como allanita, epidoto, esfeno, zircão,
apatita e opacos.
Alguns granófiros mostram efeitos cataclásticos, denunciados pelo encurvamento e

~MINERALOGIA
ARAúJO,OREHER 169
fraturamento dos cristais, bem como por uma forte extinção ondulante no quartzo.
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(Gran6firos )
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Ouartzo x x x x x x x x
Ortoclãsio Pertítico x x x x x x x xl
Albita x
OlilZoclásio x x x x
Andesita x
Biotita x x x
Muscovita x
Hornblenda x x
Zircão x
Apatita x x x x
Esfeno x x
Opacos x x x x x x x x
Sericita x x x x x x
Clorita x x x x x x
Epidoto x x x
Oxidode Ferro x x x x
Argilo Minerais x x x x x x x
Carbonato x x
OBS.: (1) Inclui Microclínio
GEOCRONOLOGIA
Inúmeras datações foram realizadas em rochas da Formação Iriri. Silva et alii (op. cit.)
citam isócronas de referência para os riolitos de 1645183 m.a. e 1693 1 21 m.a., respectivamente.
Santos et alii (op. cit.) fornecem duas datações sendo uma de ignimbritos e a outra de dacito cataclástico,
que deram 1707 :t 41 m.a. e 1572 1 79 m.a., respectivamente. Silva et alii (op. cit.) indicam
para os riolitos entre os rios Juruena e Teles Pires, idades de 1.550 m.a.
Para as rochas sub-vulcânicas associadas os valores apresentam-se como segue abaixo:
- Granito Velho Guilherme: uma amostra analisada pelo método do Rb/Sr em rocha
total forneceu a idade de 1384 :t 58 m.a.
- Granito Maloquinha: foram realizadas 5 determinações geocronológicas que forneceram
isócrona de referência Rb/Sr em rocha total, com idade de 1687 + 21 m.a.
- Granito Teles Pires: foram obtidas idades em torno ele' 1.550 m.a. pelo método
Rb/Sr.
CONCLUSOES
Grandes falhas e fraturas do tipo transcorrente criaram condições estruturais ao aparecimento
de vulcanismo fissural, explosivo, riolítico e ignimbrítico, com andesitos subordinados.
Neste pOl1toa área atingiu o estágio de quasicraton ou do vulcanismo subseqüente, havendo ainda
emplacement de rochas graniticas com feições circulares, cratogênicas e mineralizadas em cassio
terita, topázio e tantalita.

170 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
BIBLIOGRAFIA
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PESQUISA DE COBRE EM ROCHAS CALCO-SILICATADAS
EM PARAÍSO DO NORTE, 00
TÊRCIO PINA DE BARROS*, SILVIO RONAN BRESSAN*
ABSTRACT
The object of tIlis paper is to presents tIle methodology app1ied by METAGO in the copper exploration in two contiguous areas
located in the Paraiso do Norte township, Goiás Stats, Brazil,
ln those areas the gneisses of tIle Basement Complex of Goiás prevail widely and are locally ovarlain by micaechiste of the Araxá
Group.
Enclosed in tIle gneisses tIlere are lime-silicate rocks formed by regional metamorphism of impure limestones. Copper mineralizationis
a880Ciated witll boudin. of these racho.
The detailed prospecting program constituted of geologic mapping, and geochemical, geophysical and drilling survey.
Eight hundred and eighty two m trenching, two hundred thirty m of drill hole., extensive geochemical sampling and geophysical
work were followed by laboratory determinations for copper, when 2.138 geochemicaJ aamples, as well as three hundred sixty four drillsampies
were analysed.
The resulte pointed out tIle lack of economic interest for copper in the studied area.
INTRODUçAO
A Metais de Goiás SI A - MET AGO, localizou em dezembro de 1970, uma ocorrência de
cobre no Município de Paraíso do Norte, Estado de Goiás. A extrema carência de jazidas cupríferas
em território nacional tomava recomendável uma pesquisa onde os indícios eram promissores.
Para tanto a METAGO requereu junto ao DNPM, autorização parapesquisar cobre em
duas áreas contíguas, abrangendo 101,75 km2 e denominadas áreas 1 e 2. Estas autorizações foram
concedidas em dezembro de 1971, tendo a pesquisa se desenvolvido de janeiro de 1972 a setembro de
1973.
No presente trabalho são abordados os principais aspectos desta pesquisa, sendo que
uma. exposição mais completa consta do relatório de pesquisa apresentado ao Departamento
Nacional da Produção Mineral.
As áreas pesquisadas situam-se S km a oeste da sede do Municipio de Paraíso do Norte,
Estado de Goiás, estando limitadas pelos paralelos 100 OS' 09" e 100 16' 23" Lat. S e os meridianos
4So 46' 17" e 49000' 13" Long. W.
O acesso às àreas pode ser feito por estradas não pavimentadas, mas em bom estado de
conservação, a partir da Cidade de Paraíso do Norte, localizada às margens da rodovia BR-153,
distante SOO km de Goiânia. A infra-estrutura local é razoável, contando a cidade com energia
elétrica, comunicação telefônica urbana e interurbana, agências bancárias e assistência médica.
· METAGO

172 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Fig. 1- Mapa de Localização das Áreas de Pesquisa 1e2
em Paraíso do Norte-GO.
GEOMORFOLOGIA
o clima da região é tropical úmido ou de savana tropical (AW de Koppen), caracterizado
pela alternância de duas estações bem definidas, uma seca (maio a setembro) e outra chuvosa
(outubro a abril). A precipitação média anual está entre 1.500 a 2.000 mm, e a temperatura média
em torno de 25°C, com mínima de 19°C (junho a julho) e máxima superior a 32°C (agôsto a setembro).
Este clima é o principal responsável pela savana, cobertura vegetal que reveste a maior
parte do Estado de Goiás e está bem representada nas áreas de pesquisa, onde predominam cerrados,
tendendo a cerradões nas zonas aplainadas cobertas por latossolos e crostas lateríticas.
Árvores de maior porte, típicas de floresta tropical, formam manchas isoladas ou matas galerias.
Os solos da região são em grande parte iatossolos areno-argilosos, de cor marrom, que
atingem muitas vezes mais de 20 m de espessura. Ocorrem sobre todas as rochas pré-cambrianas e
nas áreas de relevo aplainado estão associados a crostas lateríticas. Nas zonas mais dissecadas as
rochas gnáissicas deram origem a um solo argilo-arenoso, espesso, de cor cinza claro.
O padrão de drenagem pode ser considerado dendrítico, localmente assumindo aspecto
retangular. Quanto à classificação genética os cursos d'água são em geral, do tipo conseqüente,

BARROS, BRESSAN 173
tomando-se subseqüentes quando se adaptam a diaclases e planos de foliação. O Ribeirão Coco do
Meio é o principal curso d'água e está controlado em muitos locais por fraturas, apresentando
padrão .retangular meandriforme. t afluente do Rio do Coco e pertence à bacia hidrográfica do Rio
Araguaia.
A área estudada é, em sua maior parte, topograficamente plana, destacando-se apenas
os declives abruptos das bordas das chapadas lateríticas e as pequenas cristas, suavemente
onduladas, constituídas por interflúvios semi_aplainados.
StNTESE DA GEOLOGIA REGIONAL
A síntese aqui exposta apoia-se no trabalho Geologia Estratigráfica, Estrutural e
Econômica da Area do Projeto Araguaia de Barbosa et alii (1966), pois mapeamentos geológicos em
escala regional não foram realizados por fugirem ao escopo dos trabalhos de pesquisa em área restrita.
O Pré-cambriano indiferenciado, definido por Barbosa et alii (op. cit.) no relatório do
Projeto Araguaia, como de idade Pré-cambriano Médio a Inferior, está amplamente exposto ao sul e
sudeste de Paraíso do Norte e, em menor escala, mais ao norte. Corresponde ao ComplexoBasal de
Almeida (1967) e engloba migmatitos, paragnaisses, anfibolitos, dioritos, granitos róseos e leitos de
metabasitos intercalados.
O Grupo Araxá (Barbosa, 1955), constituido essencialmente por micaxistos e quartzitos
do Pré-cambriano Médio a Superior, está figurado, no Mapa Geológico do Projeto Araguaia, em
vastas faixas da região norte do Estado, inclusive em toda a área pesquisada. Entretanto, nessa
área foram encontradas predominantemente rochas gnáissicas similares àquelas descritas como
pertencentes ao Complexo Basal na maioria dos trabalhos sobre a estratigrafia do Pré-cambriano de
Goiás.
O Grupo Tocantins, de idade possivelmente Pré-cambriano Superior, formado em
grande parte por filitos verdes claros, ocorre em uma grande área a oeste das concessões de pesquisa,
tendo por embasamento rochas do Complexo Basal e do Grupo Araxá.
. A Formação Pimenteiras, do Devoniano Inferior, composta por camadas fossilíferas de
folhelhos cinza esverdeados e arenitos claros, representa os sedimentos da Bacia do Maranhão na
região, ocorrendo a leste e a norte da cidade de Paraíso do Norte.
As condições climáticas reinantes a partir do terciário, propiciaram a formação de
crostas lateríticas, amplamente distribuídas na região.
Aluviões recentes ocorrem às margens aos principais cursos d'água, principalmente nas
proximidades do Rio Araguaia.
GEOLOGIA DAS ÁREAS DE PESQUISA
Nas áreas pesquisadas predominam metamorfitos de idade pré-cambriana, representados
por uma seqüência gnáissica com intercalações de rochas calco-silicatadas, sobreposta por
micaxistos (Fig. 2).
Estes metamorfitos que estão, em amplas áreas, cobertos por lateritas e crostas limoníticas
terciário-quatemárias, foram relacionados ao Complexo Basal (Almeida, 1967) e ao
Grupo Araxá (Barbosa, 1955).
Rochas básicas, restritas e possivelmente de idades posteriores a estas duas unidades
estratigráficas, foram encontradas sob a forma de diques e sills.
Aluviões (quatemários) ocorrem raramente e não foram mapeados por serem inexpressivos.
Petrografia
Complexo Basal
Nesta unidade estratigráfica foram incluídas as rochas gnáissicas, constituídas essen.
cialmente por biotita gnaisses, gnaisses e duas micas, piroxênio gnaisses, granito gnaisses, cain

174 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Des: AI.IW 84lÃJ
Figo2- Mapa Geológico das Areas de Pesquisa
111
ATITUOI 01 I'OL IAÇÃO OU
>- XISTOIIDADI
-
-"'
LEGENDA
TERei Á ItIO/QUATEItNÁRIO
.........
-.........
:;:::;:;:::::::::
LATERI,. TII>ICA E/OU C_TA
PRÉ-CAM8R'[~z~IOR
~
DIQUE DE ROCHA BÁSICA: IABRO
CONTATOIITRATI8RA1'ICO
~OCORRÊNCIA DECOBRI
>-( DIUNAIEM
I
--_/ ISTRADA
. FAZEHDA
A MÉOIO(?)
lRUPO~ : QUARTZOMICAXISTOS
PR É"'CAMBRIANO MItOIO A IN FERIOR
D
(l)IIIPLIIIO IA!IAL: IIOTITA 1..810 IIIIICOVITA
IIOTlTA MAISID,.MlITO INAlSSã E PlROII(
NIO fiNA..IIS, LOCALMINTE COM NIVEIS DI
=~~~~~~L~ft.~~~S ~:I~~:'IT~t::~:
POLITA lNAISSEI I.
.'.-.)ÁRIA DI OCORRiNCIADI
C._. ~ ROCHAS CALCo-51LICATADAS
O
N.
II
.
100 labO 84b0. o
intercalações de rochas calco-silicatadaso Estas rochas por serem portadoras das mineralizações que
propiciaram a pesquisa serão tratadas separadamente das demais litologias incluídas no Complexo
Basal. aqui denominadas Rochas Gnáissicas .

Rochas Gnáissicas
BARROS, BRESSAN 175
Estas rochas ocupam mais de 70 % das áreas de pesquisa e formam uma seqüência de
médio a alto grau de metamorfismo, compreendendo vários tipos petrográficos.
A rocha predominante é um biotita gnaisse, de cor esbranquiçada, bandeamento nítido,
que aflora, quase sempre, nas zonas mais dissecadas, sob a forma ne boulders com fr

176 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Os epidozitos são rochas de cor verde, estrutura maciça, granulação média a fina, constituidas
predominantemente por epidoto (90 %) e quartzo.
Ao microscópio mostram textura granoblástica e foliação pronunciada. O epidoto, de
duas gerações, ora colunar, ora granular, apresenta-se em cristais bem desenvolvidos, alguns deles
parcialmente maclados. O qt1artzo ocorre em cristais euédricos, agregados de forma irreguiar. A
rocha contém ainda escapolita e titanita. A escapolita, em pequena quantidade, aparece como que
tomando o lugar do quartzo, entre os cristais de epidoto. A titanita constitui uma fiIÚssima banda,
que atravessa em ângulo reto a foliação (Fotomicrografia 1).
Os escarnitos são roch~s de cor cinza amarronzada, granulação média a fina, constituidas
principalmente por granada, plagioclásio, escapolita, piroxênio e epidoto, em proporções
bastante variáveis nas diversas amostras estudadas.
Ao microscópio, aprIJsentam textura granoblástica, sem orientação, onde se destaca
quase sempre a grande percentagem de granada. Esta é a melanita e forma agregados angulosos
envolvendo grãos de contorno irregular de quartzo, piroxênio e plagioclásio. O plagioclásio é a
bytownita, em cristais anédricos com inclusões de epidoto, granada, escapolita e piroxêIÚo. Em
algumas amostras constitui o mineral mais abundante, enquanto que em outras não ultrapassa a
5%. O piroxênio é a hedenbergita, que aparece ora em contato com o plagioclásio através de uma
auréola de reação de epidoto, ora em contato direto com a granada. O epidoto, além de constituir
auréolas de contato, ocorre em agregados de prismas colunares divergentes, com inclusões de
plagioclásio e alanita. A escapolita pode variar de 20% a 30% na rocha e ocorre em concentrações,
juntamente com a granada e o epidoto. O quartzo, em cristais de contorno irregular geralmente
envolvidos por granada, é pouco freqüente. A titanita ocorre como acessóriq, em pequenos grânulos
(Fotomicrografia 2 e 3).
O escapolita-gnaisse é uma rocha leucocrática, de granulação média, bandeamento
difuso, composta essencialmente de quartzo, plagioclásio e escapolita.
Ao microscópio apresenta textura granoblástica algo cataclástica e foliação pronunciada.
Quartzo e escapolita, predominantes, juntamente com plagioclásio, representam mais de
95% da rocha. O quartzo contém inclusões de titanita e escapolita. A escapolita apresenta-se em
cristais anédricos, com clivagem nítida e inclusões de epidoto e quartzo. O plagioclásio ocorre subordinadamente,
tanto associado à escapolita, como ao quartzo. Os acessórios são o epidoto, a
titanita e a hedenbergita. O epidoto aparece em cristais anédricos e em prismas colunares (Fotomicrografia
4).
Fotomicrografia - 1 - Epidozito. Cristais anédricos de epidoto ( Qz) e localmente, calcita ( Ca ).
( L.N. ).

BARROS, BRESSAN 177
Fotomicrografia - 2 - Escarnito. Cristais anédricos de plagioc1ásio (PI ), granada (Gr) e hedengergita ( Hd ) separados
por aureóla de Teação constituida por epidoto ( L.N. ).
Fotomicrografia - 3 - Escamito. lntercrecirnento de granada ( Gr ) e escapolita ( Es ); cristais prisrnáticos e anédricos
de epidoto ( Ep ), alguns apresentando inclusões de alanita ( L.N. ).

178 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Fotomicrografia- 4 - Escapolita gnaisse Cristais de quartzo ( Qz ) e escapolita ( Es ) intercalados em bandas largas.
( L.N. ).
o cálcio-silicato gnaisse é de cor verde, granulação fina, constituido por quartzo, feldspato,
epidoto, granada, titanita e calcita.
Ao microscópio a textura é granoblástica, a foliação e o bandeamento acentuados, com
as bandas sempre contendo quartzo e epidoto, e se distinguindo pela presença abundante, ora de
granada, ora de titanita. O quartzo aparece em cristais euédricos, com inclusões de granada, epidoto
e piroxênio. O epidoto, em cristais de contorno irregular, contém inclusões de escapolita e quartzo.
A granada é a almandina, com textura poiquilítica e inclusões de quartzo, calcita, piroxênio e
epidoto. A calcita é um mineral que ocorre localmente, com concentração maior em algumas bandas
quartzosas. Cristais de diopsídio estão envolvidos pelo epidoto e sendo substituídos por este.
Alguma escapolita substitui outros minerais, em especial, o epidoto.
Grupo Araxá - Nas áreas estudadas esta unidade estratigráfica é representada por quartzo micaxistos
de granulação média a grosseira, compostos por moscovita, predominante, e quartzo formando
agregados lenticulares.
Estes micaxistos ocorrem em duas estreitas faixas alongadas na dir~ão norte-sul,
situadas ao sul do Ribeirão Coco do Meio, com espessura máxima da ordem de 10 m. Suas exposições
são raras e quase sempre Sob a forma de blocos tabulares, basculados.
Rochas Básicas - As rochas básicas encontradas nas áreas de pesquisa ocorrem sob a forma de
diques e sills, sem relação alguma com as mineralizações cupríferas.
Os sills, bastante raros, com espessuras que não atingem 1 m, são de diabásio e estão
intercalados em biotita-gnaisses.
No extremo SW da área 2 ocorre um grande dique de gabro, alinhado aproximadamente na
direção NS e encaixado em um gnaisse quartzo-dioritíco. Trata-se de uma rocha cinza, de estrutura
maciça, granulação média a grosseira, composta essencialmente por clinopiroxênio e plagioclásio.
Coberturas Terciário-Quaternárias - As condiçõeR climáticas reinantes a partir do terciário propiciaram
o desenvolvimento de coberturas lateríticas, tanto sobre as rochas do Complexo Basal,

BARROS, BRESSAN 179
quanto sobre as do Grupo Araxá. Localmente ocorrem crostas limoníticas, de cor avermelhada,
aspecto concrecionar, englobando às vezes, partículas de quartzo.
Análise Estrutural
A região do Município de Paraíso do Norte, onde se situam as áreas de pesquisa,
apresenta um embasamento cristalino dobrado e uma cobertura sedimentar deslocada apenas por
falhas. Os falhamentos principais são verticais, de direção NNW -SSW e tem expressão no relevo
regional. Dentro das áreas de pesquisa não foram encontradas falhas Pertencentes a este sistema.
Por outro lado, as fraturas são abundantes nos gnaisses, segundo duas direções preferenciais,
N15°W e N700E, com forte tendência à verticalidade.
As dobras do embasamento não parecem ter sido particularmente intensas, já que os
mergulhos verificados são sistematicamente inferiores a 45°. Devido à. baixa plasticidade dos
gnaisses, não foram encontradas dobras em escala de afloramento. Conseqüentemente não se
obteve as medidas de suas coordenadas geológicas, fato que, aliado a inexistência de camadaschave,
dificulta sobremaneira a elucidação do padrão geral de dobramento.
A direção das camadas é NNW com mergulho para NE na maior parte da área estudada,
havendo, no entanto, uma deflexão pronunciada para a direção EW na parte norte da área 1, onde o
mergulho é para norte. Assim, este local parece corresponder ao eixo de um antic1inal, com caimento
para NE.
A diferença de competência entre camadas de calcários impuros, atualmente representadas
por rochas calco-silicatadas, e as suas encaixantes, parece ter ocasionado processos de
boudinage, responsáveis pelo caráter lenticular atual daquelas rochas, como pode ser observado nas
trincheiras abertas nos afloramentos da Crista e do Poste.
Aspectos das Mineralizaçõe&
As mineralizações que motivaram a pesquisa são exclusivamente cupríferas e só foram
encontradas associadas às rochas calco-silicatadas.
Os minerais de cobre ocorrem indistintamente nos epidozitos, escarnitos, escapolitagnaisses
e cálcio-silicato gnaisses, embora, de um local para outro, tenha sido notada a presença de
valores mais elevados de cobre em determinados tipos petrográficos. Assim, no afloramento da
Crista as amostras que apresentaram maiores teores foram os epidozitos, enquanto no afloramento
do Poste, tal fato foi observado nos escamitos e escapolita-gnaisses.
A mineralização distribui-se em corpos de aspecto lenticular, de pequenas dimensões.
As sondagens mostraram também pequenos níveis de rochas calco-silicatadas, porém estéreis.
O afloramento do Poste foi o que forneceu amostras mais ricas, com uma, em particular,
contendo 7,56% Cu. No geral os teOres variam, no entanto, entre 0,5 e 2,5% Cu, ressaltando-se
que, tais valores são encontrados na zona de oxidação, que não deve atingir mais que 2 ou 3 m.
Em estudos de secções polidas foram identificados calcopirita, bornita, covelina, calcosita
e pirita, que estão ora preenchendo fissuras, ora disseminados (Fotomicrografia 5).
A oxidação parcial dos sulfetos de cobre, propiciou a formação de crisocola, azurita e
principalmente de malaquita, que aparecem em fissuras ou sob a forma de impregnações na rocha.
Pelas observações de campo e estudos petrográficos realizados, tanto as rochas calcosilicatadas
como as mineralizações, parecem ser de origem meta-sedimentar, provenientes de sedimentos
calcários impuros (margas ?) cupríferos, sobre os quais houve a superimposição dos diversos
processos metamórficos, relacionados aos ciclos tecto-orogênicos que atuaram na região. Isto
está evidenciado principalmente pelas relações destas rochas com os gnaisses encaixantes, e por não
terem sido encontradas litologias intrusivas ácidas associadas às mineralizações.
TRABALHOS DE PESQUISA
Os trabalhos de pesquisa realizados foram mapeamento geológico, levantamentos topográficos,
trincheiras, prospecção geoquímica de semi.detalhe e detalhe, prospecção geoftsica de
detalhe e sondagens.

180 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOL OGIA
Fotomicrografia - 5 - Seção polida. Cristal irregular de bomita ( B ) com fraturas e bordos alterados a covelina, envolvendo
parcialmente um cristal de calcopirita ( C ). ( L.N. ).
Levantamentos Topográficos
Além da demarcação das áreas de pesquisa, os levantamentos topográficos constaram
da implantação das malhas bases para prospecção geoquímica e geofísica, e amarração dos outros
trabalhos de pesquisa.
implantadas
As malhas mais amplas,
utilizando-se o método
malha B (500
de balizamentos
X 500 m) e malha A(200
sucessivos e as de detalhe
X 200 m), foram
(malhas A 1 e A2)
com o auxílio de teodolito.
Foram obtidos, a partir destes levantamentos, os mapas plani-altimétricos das malhas
AI e A2'
na escala 1:2.000, com curvas de nível de 2 em 2 m, utilizados
prospecção geoquímica e geofísica realizados nessas áreas.
como bases nos trabalhos de
Na Figura 3 pode-se observar a distribuição das malhas.
Trincheiras
No centro-leste da área 1, desde o afloramento da Crista até o afloramento do Poste,
foram abertas 12 trincheiras, perfazendo 695,80 m lineares. Estas trincheiras visaram determinar as
relações entre as rochas calco-silicatadas, que aparecem geralmente sob a forma de blocos rolados e
as rochas gnaissicas encaixantes.
As observações possíveis mostraram as rochas calco-silicatadas em pequenos corpos de
aspecto lenticular, com eixo maior próximo a 1 m, provavelmente produto de boudinage. Estes
corpos, nem sempre mineralizados, são concordantes com os gnaisses que os encaixam, que têm
composição ora mais biotítica, ora essencialmente quartzo-feldspática. O solo chega a atingir vários
m de espessura, sendo comum a preservação das rochas calco-silicatadas, mais resistentes ao
intemperismo.

BARROS, BRESSAN 181
Na zona de ocorrência de epidozitos, na margem direita do córrego Piauzinho, no norte
da área 2, foram abertas 4 trincheiras totalizando 186,20 m lineares. Além da determinação das
relações entre os epidozitos e os gnaisses encaixantes, buscava.se evidências de eventuais mineralizações.
g....
.""1
.
o
~MAAI
Fig. 3- Mapa de Distribuição das Malhas de Pesquisa
em Paraiso do Norte-Est. de Goiás.
Nestas trincheiras pode-se observar os epidozitos, às vezes muito quartzosos e fraturados,
constituindo um leito contínuo, com espessura que chega a atingir mais de uma dezena de m
encaixados concordantemente em gnaisses suavemente ondulados. Apesar das trincheiras terem
sido abertas em grande parte na rocha, evidências de mineralização não foram expostas.
A amostragem das trincheiras não obedeceu a um critério sistemático, pois foi orientada
de maneira a fornecer dados utilizáveis principalmente na determinação de parâmetros geoquímicos.
Nas trincheiras no norte da área 2 foram coletadas 36 amostras que, analisadas,
apresentaram teores em Cu muito baixos. Nas trincheiras da área I, foram coletadas 72 amostras,
cujos resultados fomm de valia na definição de alguns parametros geoquímicos.
A campanha de prospecção geoquímica é detalhada por Ribeiro, Bressan e Barros
(1974).

182 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Prospecção Geoftsica
Com base nos resultados de mapeamento geológico, trincheiras e prospecção geoquímica
foram selecionadas duas áreas (malhas A I e A2) para investigação a uma maior profundidade,
através de prospecção geofísica. Foi escolhido o método de polarização provocada (polarização
induzida), o mais indicado para sulfetos disseminados.
Por se tratar de uma técnica bastante especializada, tal prospecção foi contratada, na
integra, à Companhia Brasileira de Geofísica - CBG. A seguir, são expostos resumidamente os
principais aspectos sobre os trabalhos realizados e a interpretação dos dados obtidos, que foram
apresentados à MET AGO, em forma de relatório.
Nestes trabalhos de p~specção geofísica foi utilizado um equipamento completo de
polarização provocada, modelo PP 671, da Compagnie Générale de Géophysique. Devido às
especificações do equipamento que fornece, em uma só leitura, os dados de polarização provocada,
polarização espontânea e resistividade aparente, estes 2 últimos métodos foram também aplicados e
utilizados na interpretação global dos resultados.
Para as medições de polarização provocada, polarização espontânea e resistividade
foram empregados os dispositivos denominados retlingulo AB e tripolo. Estes dispositivos se referem
à posição relativa no terreno dos eletrodos A, B, M e N.
No dispositivo retlingulo AB a linha de envio de corrente AB = L é fixa e as medições são
efetuadas entre os eletrodos M e N, que se deslocam ao longo de linhas paralelas a AB, sendo o
comprimento L função direta da profundidade que se deseja investigar.
No dispositivo tripolo, 3 eletrodos (A, M e N) são móveis e o quarto (B) é fixo e
implantado a uma distância suficientemente grande de maneira que a medida executada no centro
de MN (ponto O) só dependa pratiçamente, da corrente injetada em A. A profundidade de investigação
cresce com a distância L =OA.
Na Malha AI, foram realizados 11 perfis de tripolo, orientados na direção E-W, espaçados
de 80 m, com medição a cada 40 m e a duas profundidades de investigação.
Estes perfis destacaram fortes anomalias na parte sul da malha, interpretadas como
provável interferência de uma linha de transmissão de energia elétrica da Centrais Elétricas de
Góias - CELG, que corta a área na porção anômala.
Para confirmar tal interpretação foram realizados nesta porção da malha três perfis
tripolo orientados na direção N -S e um levantamento utilizando-se o dispositivo rettlngulo AB, com
medições também orientadas na direção N -S.
Estes trabalhos revelaram anomalias de amplitude média a baixa, confirmando a
interpretação inicial. De um modo geral, em toda a malha não foi revelada nenhuma anomalia significativa.
Na Malha A2 foi utilizado o dispositivo retlingulo AB. Para tanto a malha foi dividida
em 4 retângulos iguais denominados RI (SW), R2 (SE), R3 (NE) e R4 (NW). Os retângulos RI, R2 e
R3 foram levantados em maiores problemas, com linha de envio de corrente leste-oeste. O retângulo
R2, porém, apresentou muitos fenômenos parasitas relacionados à linha de transmissão de energia
elétrica da CELG, que se situa ao sul, tendo sido por isto, subdividido em 2 retângulos (R2A é R2B)
levantados com linha de envio de corrente norte-sul, sendo as medições então, muito menos pertubadas.
Em todos os retângulos os perfis foram realizados a cada 80 m, cóm medições de 40 em 40
m.
A interpretação dos resultados ressaltou anomalias de extensão média a baixa. No
retângulo RI existem duas faixas norte-sul de valores anômalos com extensão razoável. Estas
faixas, bastante coincidentes com a anomalia geoquímica constatada sobre o aBoramento da Crista,
são bastante estreitas e foram interpretadas como possíveis corpos mineralizados a profundidades
entre 20 a 30 m. Para comprovar tais anomalias a CBG sugeriu a realização de quatro furos de
sonda, locados no mapa de polarização provocada da Malha A2' 'apresentado parcialmente na
Figura 4.
No retângulo R2B foi encontrada uma ampla anomalia de direção E-W. esta pode ser
devida à interferência da linha de transmissão de energia elétrica da CELG situada pouco a9 sul,
considerando-se que sua direção é discordante da estrutura geológica que controla as mineralizações.
Mesmo assim, um furo de sonda foi ali sugerido pela CBG, cuja execução seria determinada
pelos resultados dos furos do retângulo RI.

FIG 4 - MAPA DE POLAR IZAÇAO PROVOCADA
DISPOSITIVO RETANGULO
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LEGENDA
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BARROS, BRESSAN 183
Outras anomalias muito esparsas foram observadas. como na borda leste do retângulo
R3 e na borda oeste do retânKUlo R4.
Sondagens
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LEGENDA
Fig. 5- Perf1lLitológico Analítico do Furo SP-N~1
o 100 200 '~_.Cu
Os trabalhos de sondagem foram desenvolvidos por uma equipe especializada da

----
184 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
METAGO, com uma sonda Longyear 34, utilizando-se coroas a diamante, de diâmetros NX e BX.
Foram realizados 3 furos, 2 locados na Malha A2 e Um na Malha AI, totalizando 238,10 m perfurados.
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Fig. 6- Perfil Lito!ógico Analítico do Furo SP-P-69

BARROS, BRESSAN 185
Na Malha A2' dos 4 furos sugeridos pela Companhia Brasileira de Geofísica, com o
objetivo de constatar a importância das anomalias geofísicas do retângulo RI, realizou-se os furos
locados próximos aos pontos N.6I (furo SP.N-6I) e P-69 (furo SP-P-69) desta malha, aonde há
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LEGENDA
Fig. 7 - Perfil Lito16gico Analítico do Furo SP-o-36
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superposição das anomalias geofísica e geoquímica, além de alguns afloramentos mineralizados
(Fig.5).
Estes furos, com profundidade média de 80 m, são inclinados 45° para oeste, conforme

186 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO OE GEOLOGIA
indicação dos dados geofísicos, coerentes com os dados de superfície, que evidenciam um mergulho
das camadas de 30 a 400 para leste. .
Os testemunhos de sondagens foram descritos macroscopicamente e analisados em
.amostras compostas representativas de cada 0,5 m perfurados, por espectrografia de raio X, nos
laboratórios da METAGO.
Nas Figuras 5 e 6 estão graficamente representados os perfis litológicos dos 2 furos,
acompanhados dos teores em cobre obtidos para cada intervalo analisado.
Tendo em vista os fracos resultados obtidos nestes furos foram encerrados os trabalhos
de sondagem na Malha A2.
Na Malha AI foi realizado um furo vertical com 78,40 m de profundidade, locado onde
foi constatada uma forte anomalia geofísica interpretada como interferência da linha de transmissão
de energia elétrica da CELG.
O furo teve como objetivo confirmar esta interpretação, pois na borda desta anomalia
situa-se o afloramento do Poste, onde foram encontrados os maiores teores em cobre das áreas de
pesquisa.
Os testemunhos de sondagens foram analisados do mesmo modo que os obtidos na
Malha A2.
O perfillitológico do furo e os resultados analíticos são apresentados na Figura 7, onde
pode ser observado, pelos pequenos teores em cobre e pela descrição litológica, que a interpretação
dos dados geofísicos é correta.
CONCLUSOES
Dos trabalhos de pesquisa realizados nas duas áreas estudadas, foram obtidas as seguintes
conclusões:
- a mineralização, exclusivamente cuprífera, está associada a rochas calco-silicatadas,
restrita a alguns dos vários corpos de aspecto lenticular, de eixo próximo a I m, aflorantes no centro-leste
da área I;
- os minerais de cobre, calcopirita, bomita, calcosita, covelina e oxidados apresentam
distribuição errática, concentrando-se localmente nos referidos corpos, com os teores atingindo,
então, de 0,5 a 2,5% de cobre;
- as rochas calco-silicatadas (epidozitos) que ocorrem no norte da área 2, não se revelaram
portadoras de mineralizações;
- os trabalhos de prospecção geoquímica e geofísica, assim como as sondagens,
mostraram a inexistência de corpos mineralizados de maior expressão;
- a mineralização, assim como as rochas calco-silicatadas, são de origem meta-sedimentar,
provenientes de sedimentos calcários impuros (margas ?) cupríferos, submetidos a metamorfismo
regional.
Estas conclusões demonstram a insignificância das reservas potenciais de cobre, que se
restringem, praticamente, aos afloramentos da Crista e do Poste, o que toma inviável qualquer
projeto de aproveitamento econômico deste metal, nas áreas pesquisadas.
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BARROS, BRESSAN 187
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PROSPECÇÃO GEOQUÍMICA PARA COBRE
EM P ARAISO DO NORTE, Go
MARCELO JOSÉ RIBEIRO'" , SILVIO RONAN BRESSAN*, TÉRCIO PINA DE BARROS'"
ABSTRACT
This papet covers the main features of the geochemicaJ survey that formed the basis of exploration of the copper mineralization
in Paraiso do Norte, Goiás, by Metais de Goiás S/A. METAGO.
The geochemical survey consisted of soi! sampling in tive grids laid on area of 101,75 km. 2. wbere copper minerais hed been
identified in two separate outcrops. More than 1800 samples were collected and anaJysed.
Trialsampling of stream sediments proved to be unreliable as a method of prospecting for copper in this area.
No sjgnificant anomaly was detected as a result of this work. Around the copper.bearing outcrops, only minor anomalies were
found. Further exploration by otber methods confirmed the negative results of the geochemical survey.
INTRODUÇÁO
O presente estudo aborda os principais aspectos dos trabalhos de prospecção geoquímica
desenvolvidos durante a pesquisa de uma ocorrência de cobre associada a rochas calco-silicatadas,
realizada em duas áreas requeridas pela Metais de Goiás SI A no munícipio de Paraíso do
Norte, Goiás.
As áreas pesquisadas, denominadas áreas 1 e 2, abrangem 101,75 km2 e situam-se 8 km
a oeste da cidade de Paraíso do Norte, no centro-norte do Estado de Goiás, 830 km ao norte de
Goiânia (Fig. 1).
Os trabalhos de prospecção geoquímica constaram essencialmente da amostragem de
solo em 5 malhas distintas, com o objetivo de verificar a extensão das mineralizações cupríferas
expostas nas áreas estudadas em somente dois afloramentos.
Além destes trabalhos, efetuou-se uma amostragem experimental de sedimentos ativos
de corrente, tendo os dados obtidos revelado não ser este método indicado para a prospecção de
cobre nas áreas pesquisadas.
Os resultados da campanha de prospecção geoquímica mostraram a pequena importância
em área dos afloramentos mineralizados conhecidos, bem como revelaram a inexistência de
outras anomalias significativas para cobre nas duas áreas prospectadas. Estes resultados foram
confirmados por trabalhos posteriores de prospecção geoBsica de detalhe e sondagens (Barros et
alii, 1974).
Para uma melhor compreensão dos dados geoquímicos expostos neste estudo, são ainda
apresentados os aspectos fisiográficos e geológicos mais importantes da região estudada.
ASPECTOS FISIOGRÁFICOS DA REGIAO
A região de Paraíso do Norte, de clima tropical úmido, caracteriza-se fisiograficamente
pela presença de pedimentos cobertos por lateritas e couraças limoníticas, com cotas de aproximadamente
400 m. Estes pedimentos ocupam extensas áreas e estão em muitos locais bastante
·METAGO

190 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Fig. 1 - Mapa de Localização das Ãreas de Pesquisa 1 e 2 em Paraíso
do Norte - Go
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RIBEIRO, BRESSAN, BARROS 191
dissecados, dando origem a um relevo mais acidentado onda se destacam os declives abruptos das
chapadas lateríticas e as pequenas cristas, suavemente onduladas, constituidas por interflúvios
semí -aplainados.
A vegetação predominante é o cerrado, que reveste grande parte do Estado de Goiás e é
especialmente desenvolvida sobre as zonas aplainadas cobertas por latossolos e crostas limoníticas.
Uma vegetação mais densa, típica de floresta tropical, está restrita a manchas isoladas ou matas
galerias.
O padrão de drenagem nas áreas prospectadas pode ser considerado, de um modo geral,
como dendritico, sendo os cursos d'água normalmente estreitos e pouco profundos.
Os solos, em geral in situ, são em sua maioria, latos solos de cor marron, areno-argilosos
e quase sempre associados a crostas lateríticas nas áreas de relevo aplainado. Nestes solos os horizontes
A e B são pouco espessos, não ultrapassando a 3 m de profundidade. O horizonte C,
entretanto, atinge seguidamente vá,rios m de profundidade.
Em zonas mais dissecadas as rochas gnáissicas deram origem a um solo argilo-arenoso,
espesso e de cor cinza claro. Solos argilosos e orgânicos são restritos a algumas cabeceiras de
drenagens.
GEOLOGIA DA ÁREA PESQUISADA
N a área pesquisada predomina uma seqüência gnáissica pertencente ao Complexo Basal
(Almeida, 1967), com intercalações de rochas calco-silicatadas portadoras de mineralização a cobre.
Os gnaisses estão sobrepostos em porções restritas por micaxistos do Grupo Araxá (Barbosa,
1955). Rochas básicas, possivelmente de idades posteriores a estas duas unidades estratigráficas,
ocorrem localmente sob a forma de diques e silIs (Fig. 2).
A seqüência gnáissica, que em amplas partes está coberta por lateritas e crostas limoníticas
terciário-quaternárias, ocupa mais de 70% das áreas pesquisadas e compreende vários
tipos petrográficos, com predominância de biotita-gnaisses, aos quais associam-se subordinadamente
moscovita-biotita-gnaisses, granito-gnaisses, epidoto-gnaisses e piroxênio-gnaisses.
As rochas calco-silicatadas são constituidas principalmente por epidozitos, escarnitos,
escapolita-gna~sses e cálcio-silicato gnaisses, que ocorrem no extremo norte da área 2 e no centroleste
da área 1.
No norte da área 2 são encontrados epidozitos, estéreis, formando um nível de mais ae
uma dezena de m de espessura, concomante com os gnaisses.
No centro-leste da área 1 as rochas calco-silicatadas são bem mais restritas e estão em
alguns locais mineralizadas a cobre. Suas melhores exposições encontram-se nos denominados
afloramentos da Crista e do Poste, onde ocorrem em pequenos corpos de aspecto lenticular, com
eixo maior da ordem de 1 m esparsos e também concordantes com os gnaisses.
O afloramento da Crista é uma pequena elevação, de orientação NS, cujas dimensões
atingem 400 X 150 m, situada próximo a borda leste da área 1. O afloramento do' Poste , localizado à
margem esquerda do Córrego do Pompeu, é bem mais restrito em área, com as rochas calco-silicatadas
aflorando por cerca de 50 m, na direção aproximadamente N -S.
Nestes 2 locais estão expostas as principais mineralizações, exclusivamente cupríferas e
associadas às rochas calco-silicatadas. Os minerais de cobre, calcopirita, bornita, calcocita, covelina,
malaquita, azurita e crisocola, apresentam distribuição errática, concentrando-se localmente,
nestas rochas, com os teores atingindo então 0,5 a 2,5 % de cobre.
Pelas observações de campo e estudos petrográficos realizados, tanto as rochas calcosilicatadas
como as mineralizações parecem ser de origem meta-sedimentar, provenientes de sedimentos
calcários impuros (margas?) cupríferos, sobre os quais houve a superimposição de diversos
ciclos metamórficos.
PROSPECÇÃO GEOQUÍMICA EM SOLOS
Na campanha de prospecção geoquímica realizada nas duas áreas de pesquisa, utilizouse
essencialmente a amostragem de solo, objetivando delimitar a extensão das mineralizações
expostas nos denominados afloramentos do Poste e da Crista e verificar a existência de outras wnas
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192 ANAIS DO XXV'" CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Fig. 2 - Mapa Geológico das Áreas de Pesquisa
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RIBEIRO, BRESSAN, BARROS 193
promissoras dentro da área estudada. .
Em toda a campanha foram coletadas 1864 amostras de solo, das quais 72 em amostragens
especiais de trincheiras, com a finalidade de estudar a dispersão secundária do cobre no
solo.
Amostragem e Método Analítico
A amostragem de solo foi efetuada em 5 malhas de células quadradas, com os espaçamentos
entre os pontos amostrados variando para cada malha.
Inicialmente realizou-se uma prospecção geoquÍmica de orientação em uma pequena
malha piloto de 540 X 220 m, Malha AS, abrangendo o principal afloramento mineralizado da área
estudada (afloramento da Crista), onde foram coleta das amostras de solo a cada 20 m.
Com base nos resultados deste trabalho de orientação, os afloramentos mineralizados
foram amostrados em escala de detalhe (malhas AI e A2) e o restante das áreas de pesquisa em
escala de semi-detalhe (malhas A e B).
Na Tabela 1 são apresentados os dados de amostragem relativos às diversas malhas e na
Figura S estão suas localizações.
A Malha AI, com coleta de amostras a cada 40 m, abrangeu o afloramento do Poste com
o objetivo de delimitar a extensão das mineralizações ali expostas.
Com o mesmo objetivo foi estendida a Malha A2 em torno do afloramento da Crista,
englobando a Malha AS, amostrada parte de 40 em 40 m e parte de 80 em 80 m (Fig. 4).
A Malha A, com amostragem de 200 em 200 m, foi demarcada com base nos dados de
geologia de superfície, de modo a abranger toda a área de ocorrência de rochas calco-silicatadas
situada no centro-leste da área 1.
O restante da área 1 e toda a área 2 foi prospectada através da Malha B, com coleta de
amostras de solo a cada 500 m.
As malhas mais amplas (malhas A e B) foram implantadas utilizando-se o método de
balizamentos sucessivos e as de detalhe (malhas AI e A2) com auxílio de teodolito. A coleta de
amostras foi sempre realizada em perfis de direção E- W.
Os espaçamentos de amostragem adotados nas diversas malhas foram estabelecidos
tendo em vista os resultados obtidos na Malha AS, e foram considerados suficientes para detectar
possíveis anomalias significativas.
A profundidade de amostragem foi fixada em O,SOm para toda a prospecção geoquímica
em solo, a partir da análise dos dados obtidos em 29 amostras coletadas a 1,00 e O,SOm de profundidade,
também na Malha AS'
Estes dados indicaram que sobre as zonas mineralizadas são erráticas as variações de
valores obtidos nas amostras coletadas nas duas profundidades, ou seja, os teores podem ser
maiores ou menores em qualquer uma das profundidades, embora, em ambas sejam anômalos. No
total, as amostras coletadas a 1 m de profundidade apresentam valores cerca de 15 % mais elevados
que os das coletadas a O,SO cm de profundidade. Estes resultados foram também encontrados em
amostragens especiais de trincheiras abertas nos afloramentos da Crista e do Poste.
Em cada ponto amostrado reconheu-se 200 a SOOg de material, que foi secado, moido e
quarteado após terem sido retirados os seixos maiores. As análises foram realizadas atra\tés de
espectrografia de raio X, nos laboratórios da MET AGO.
Todlis as amostras de solo, com exceção das coletadas na Malha AI, foram analisadas
somente para cobre, pois as mineralizações são exclusivamente cupríferas e as análises espectrográficas
completas de rochas mineralizadas não mostraram a presença de possíveis elementos
indicadores.
Nas amostras da Malha AI' além do cobre, foram dosados zircônio e estrôncio, visando
realizar um estudo sobre a validade da utilização dos mesmos como elementos indicadores para o
cobre. Estes 2 elementos foram escolhidos por aparecerem com teores de algumas centenas de ppm
em todos os espectrogramas de amostras mineralizadas.
Tratamento Estatístico dos Dados
As amostras de solo foram submetidas a tratamento estatístico, separadamente para as

194 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
TABELA 1
Dados sobre as malhas de amostragem geoquímicaem solo - Paraíso do Norte, Go
DENOMINAÇÃO MALHA DE AMOSTRAGEM NP DE AMOSTRAS
Malha A 200 X 200 m 231
Malha AI 40 X 40 m 264
Malha A2 80 X 80 m 524
Malha A3 20 X 20 m 320
Malha B 500 X 500 m 453
diversas malhas. Não foram agrupadas em subpopulações em função das litologias presentes nas
áreas prospectadas, devido a predominância das rochas gnáissicas em todas as malhas, com exceção
da Malha B. Nesta ocorrem, em razoáveis áreas, lateritas, onde foi observado que os teores de cobre
no solo são sistematicamente menores cerca de 20% que os do restante da malha.
Em cada malha foram determinados, para os teores de cobre nas amostras, os valores
máximos e mínimos, média aritmética (background), variança, desvio padrão, coeficiente de variação
e limiar (threshold).
As curvas de freqüência dos teores de cobre nas diversas malhas, revelaram para o
mesmo, distribuição aproximadamente normal.
O limiar foi calculado cOmO sendo. igual a média aritmética adicionada de 3 vezes o
desvio padrão, o que significa estabelecer uma probabilidade de emergência de 0,1 % para o valor
anômalo na população estudada.
Finalmente, foram definidas curvas de isoteores que permitiram a elaboração de mapas
geoquÍmicos de distribuição do cobre em solo, para cada malha.
PROSPECÇÃO GEOQUtMICA EM SEDIMENTOS DE CORRENTE
Uma amostragem de sedimentos ativos de corrente foi realizada com a finalidade de
definir parâmetros geoquímicos sobre o comportamento do cobre neste material, nas áreas prospectadas.
Esta amostragem comportou duas etapas: uma, no Córrego do Pompeu e outra no Ribeirão
Coco do Meio e seus afluentes.
Amostragem e Métodos Analíticos
No Córrego do Pomheu a amostragem de sedimentos ativos de corrente foi efetuada
juntamente com a coleta de amostras de barranco de drenagem e aluviões.
A escolha deste córrego foi motivada pelo fato de o afloramento do Poste, onde foram
encontradas amostras mineralizadas com teores de 0,5 a 2,5% de cobre, situar-se dentro de sua
planície de inundação, e portanto, a dispersão secundária do cobre ser feita diretamente nos aluviões
e no canal de drenagem do mesmo.
A amostragem foi realizada a montante e a jus ante do afloramento mineralizado, tendo
sido coletadas 54 amostras (14 de sedimentos ativos de corrente, 14 de barranco de drenagem e 26 de
aluviões) .
As amostras, liberadas da fração maior que 2 mm, foram analisadas para cobre por
espectrografia de raio X, nos laboratórios da MET AGO.
Posteriormente, coletou-se 14 amostras de sedimentos ativos de corrente no Ribeirão
Coco do Meio e seus afluentes, inclusive no Córrego do Pompeu, abrangendo toda a área em torno
do afloramento do Poste.
----

RIBEIRO, BRESSAN, BARROS 195
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Fig. 3 - Mapa de Distribuição das Malhas de Pesquisa em Paraíso do Norte

196 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
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Fig. 4 - Mapa Geoquímico do Cobre em Solo-Malha A2
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RIBEIRO, BRESSAN, BARflfOS 197
Nestas amostras foram dosados cobre, zircônio e estrôncio, na fração abaixo de 100
mesh, por espectrofotometria de absorção atômica. O ataque, realizado sobre 0,2 g das amostras,
foi feito através de HCI-HNOa a quente.
Na Figura 5 são apresentadas a localizações destas amostras, bem como seus teores em
cobre.
LEGENDA
TEOR(ppm) COME B
. PONTO AMOS'ntADO
AFL.ORAMENTO DO
POSTE
Fig. 5 - Amostragem de Sedimentos Ativos de Drenagem no Ribeirão Côco do Meio e Afluentes - Resultados
para Cobre na Fração Abaixo de 100 Mesh.
RESULTADOS OBTIDOS
Os resultados da campanha de prospecção geoquímica serviram de base para os demais
trabalhos de pesquisa.
Os parâmetros e dados obtidos evidenciaram que a amostragem de solo foi satisfatória
para se alcançar os obj~tivos propostos.
As amostragens em escala de detalhe indicaram somente duas pequenas áreas anômalas
para cobre, situadas em torno dos afloramentos mineralizados conhecidos. Nas demais malhas não
foram encontradas outras áreas promissoras aparecendo apenas alguns valores anômalos pontuais,
que detalhados não mostraram nenhuma evidência de mineralizações. As amostras' de solo coletadas
nos epidozitos estéreis que ocorrem ao norte da Malha B, apresentaram teores de cobre
próximos ao do valor do background desta malha.
Na Tabela 2 são expostos os dados estatísticos obtidos para as diversas malhas, destacando-se
principalmente, em todas as malhas, 05 pequen05 contrastes entre 05 valores máximos e
as médias aritméticas (background).

198 ANAIS DO XXV'" CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
MALHAS
TABELA 2
Resumo dos dados estatísticos para cobre nas ma1has de amostragem
de solo - Paraíso do Norte, Go
PARÂMETROS A AI A2 A3 B
ESTATÍSTICOS
Número de amostras 231 264 524 320 453
Média Aritmética (ppm) 98 155 129 148 145
Desvio padrão 39 32 67 93 78
Limiar (ppm) 214 250 331 427 380
Valor máximo (ppm) 305 480 350 560 420
Contraste 3,1 3,0 2,7 3,7 2,9
Coeficiente de variação 0,3 0,2 0,5 0,6 0,5
A maior anomalia para cobre foi encontrada da Malha A3 sobre o afloramento da Crista
(Fig. 4). Esta anomalia apresenta um fraco contraste e uma perfeita auréola de dispersão secundária
do cobre.
Os dados obtidos para o zircônio e o estrôncio em amostras de solo da Malha AI, não
mostraram a validade do emprego dos mesmos, como elementos indicadores para o cobre.
No estudo rea~izado em amostras totais de sedimentos ativos de corrente, barranco de
drenagem e aluviões,coletadas no Córrego do Pompeu, pode ser observado que nenhum destes tipos
de amostragem foi capaz de marcar o afloramento do Poste, sendo os teores em cobre nas amostras
coletadas a montante e a jusante deste afloramento, bastante semelhantes.
A amostragem de sedimentos ativos de corrente realizada no Ribeirão Coco do Meio
também não apresentou bons resultados. As análises da fração abaixo de 100 mesh destas amostras,
mostraram que os valores de cobre não evidenciaram o aflQramento do Poste como se pode
notar na Figura 5. Para o zircônio e o estroncio também analisados nestas amostras, os resultados
foram semelhantes aos do cobre.
BIBLIOGRAFIA
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- 1961 GeoIOID'. Lancaotar, Pa.,
- GeochemicaJ pro8P8Cting inveotiptiono
58(61.
in the northem Rbod..ian Cooperbelt. Eeaaomlc

RIBEIRO, GOMES DE sÃ, OLIVEIRA 201
GEOQutMICA DE DETALHE NO MORRO PARAlSO
No Morro Paraiso (Fig. 1, 7 e 8) desenvolveu-se amostragens de solos e rochas segundo
uma malha retangular com perfis de amostragem distanciados de 200 m entre si e orientados transversalmente
ao eixo maior do corpo rochoso. Ao longo de um perfil, as estações geoquímicas foram
espaçadas de 100 m, correspondendo a cada estação, uma amostra de solo e outra de rocha.
As amostras de solo foram coletadas a 20 cm de profundidade e peneiradas durante a
amostragem objetivando a obtenção da fração 80-120 mesh.
Foi coletado um total de 76 amostras de solo e igual número de rocha, as quais fQram
analisadas para níquel, cobre e cobalto por espectrofotômetro de absorção atômica.
Os parâmetros estatísticos obtidos a partir dos valores das amostras de solo estão
computados no Quadro 1. Na Figura 2 apresentamos o padrão de distribuição do níquel em solos.
Os valores obtidos estão fortemente centrados entre 3.250 e 4.800 ppm Ni (56,0% das análises). O
limiar provável foi considerado como igual ao background, adicionado de3 vezes o desvio padrão.
Não firou evidenciada a presença de valores anômalos de Ni. Já o cobre apresenta, matematicamente
4 pontos anômalos, fortemente contrastantes da média geral onde os valores entre 15 e 105 ppm
Cu perfazem 92,1 % da amostra. Observando o mapa geoquímico do cobre nos solos (Fig. 3), notase
que 3 das amostras anômalas estão nitidàmente associadas com a ocorrência cuprífera já descrita;
o quarto ponto anômalo acompanhado por outros 2 com valores acima de 200 ppm, foram
observados no início das linhas 8 e 9 e estão associados a uma área de crostificação laterítica localizada
na base do Morro Paraiso (observa-se, nesta área, um acréscimo nos valores de Ni eCo). O
restante do mapa mostra um padrão de distribuição muito monótono em vista da alta percentagem
de valores baixos de cobre. O cobalto apresentou-se com uma maior concentração de valores entre
250 e 470 ppm (66.6% das análises) e o seu valor máximo, (590 ppm), associado às crostas lateríticas
da base do morro, não constitui uma anomalia propriamente dita (Quadro 1).
QUADROl
Resultados obtidos na amostragem
de solos do Morro Panüso
Elementos X L(*) Vm(*) CB CL N9
Níquel 4.212 8.742 6.500 1,54 0,74
Cobre 60 225 320 5,33 1,42 4
Cobalto 350 1.369 590 1,67 0,43 -
(.) Valores em ppm; X "BACKGROUND" L; Limiar Vm: valor máximo observado; CB; contraste,
(VmfXl; CL contraste com o Limiar, (VmfL); N.o: nú~ro de pontos anômalos.
Portanto, a geoquimica de solos realizada no Morro Paraiso, além de evidenciar a
presença da já conhecida ocorrência cupro-silicatada, mostrou que os valores anômalos não são
significativos e que se distribuem, em grande proporção, entre estreitos limites. Disto resulta que os
mapas geoquímicos são caracterizados por uma monotonia do traçado das curvas de isoteor.
São apresentados no Quadro 2, os resultados obtidos de amostragem de rochas. Para o
Nlquel, 69% dos serpentinitos forneceram valores entre 1100 e 2500 ppm (média de 1935 ppm).
Valores menores que 1000 ppm corresponderam a algumas amostras de talco.clorita-xistos das
bordas do corpo, como é mostrado no mapa geoquímico da Figura 4; apenas 16% das amostras
forneceram valores maiores que 3.000 ppm Ni. Observa-se que os valores de Ni na rocha tendem a
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202 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
acompanhar o acamadamento dos serpentinitos, o que é refletido nos teores em solos. O cobre em
rochas, apresentou 87% dos resultados compreendidos entre 5 e 35 ppm, donde um background de
28ppm (Quadro 2).
QUADRO 2
Resultados obtidos na amostragem
de rochas do Morro Paraiso
I
Elementos X (*) L(*) Vm(*) CB CL N9
Níquel 1.935 5.557 5.550 2,85 1.0 -
Cobre 28 144 250 8,93 1.73 2
Cobalto 180 875 1.160 6,39 1.31 I
(*)1 Valores em ppm X: "BACKGROUND" L. Limiar, Vm valor máximo observado, CB: contraste,
(\m/X); CL: contraste com o Limiar, (V/L); N.:númerode pontos anômalos.
Observando-se o mapa de distribuição do cobre em rochas (Fig. 5), vê-se que os 2 pontos
anômalos estão associados a serpentinitos ligados à ocorrência cuprífera (no mapa, aparecem
cercados pela curva de isoteor de 140 ppm); eles forneceram 175 e 250 ppm Cu. Para o cobalto, 87%
dos valores acham-se concentrados entre 50 e 250 ppm, donde um background de 180 ppm (Quadro
2); o único ponto anômalo está associado a ponto não anômalo para o níquel (4.400 ppm de Ni).
Os resultados obtidos com a amostragem de rochas nos indicaram valores de background
para níquel (1 = 1935 ppm), cobre (1 = 28 ppm) e cobalto (x = 180 ppm), que podemos
considerar como normais em rochas ultrabásicas. Para Willye (1967) as médias são, respectivamente,
1.500 ppm, 30 ppm e 110 ppm; Challis (1965) encontrou em dunitos da Nova Zelândia (Dun
Moutains), valores semelhantes: 1100 ppm Ni; 100 ppm Cu e 180 ppm Co. Consideramos pois o serpentinitos
do Morro Paraiso como exemplo de rocha não mineralizada e cujo interesse está em nos
oferecer parâmetros indicadores da normalidade (background), nestas litologias.
A amostragem do Morro Paraiso, com a coleta de uma amostra de rocha para cada
amostra de solo, possibilitou o estudo das inter-relações de um elemento entre os dois materiais. No
Quadro 3 colocamos os resultados referentes a este estudo. Vê-se logo que os solos contém mais NL
Cu e Co que as respectivas rochas, concentrando-se quase 3 vezes naquele material. Interpretamos
este fato (observado também em outras campanhas), como resultado de uma concentração relativa
destes elementos durante a pedogênese. É notável que pelos nossos dados, a taxa de concentração é
praticamente igual para os três elementos, variando entre 2,87 e 2,91.
O pequeno desvio padrão (S) nas relações solo-rocha para os 3 elementos, indica uma
relação muito estreita entre o teor no solo e na rocha. Reflexo disto, pode também ser notado na
variação das razões solo-rocha para o níquel que se dá entre 0,63 e 12,47, para o cobre entre 0,23 e
10,20 e para o cobalto entre 0,60 e 6,06. Embora, ao calcularmos a correlação (r) entre os pares observados,
somente o cobre apresente um valor altamente positivo (r = + 0,89), cremos que os
dados obtidos indicam, para uma rocha não mineralizada, boa relação entre os teores na rocha e nos
solos, aliada a uma homogeneidade na distribuição dos mesmos (baixo desvio padrão).
Para conhecer as relações entre elementos em uma rocha ultrabásica não mineralizada
em sulfetos de níquel e cobre, realizou-se estudo sobre os pares Ni/Cu, Ni/Co e Cu/Co, tanto sobre
a amostragem de rochas, como de solos delas derivados. No Quadro 4, são apresentados os resultados
referentes às rochas.
As razões obtidas são, evidentemente, um reflexo dos background vistos na Tabela 2.
Para a razão Ni/Cu, os valores concentram-se na faixa entre 10,90 e 215,50, com uma média de

RIBEIRO, GOMES DE sA, OLIVEIRA 201
GEOQUtMICA DE DETALHE NO MORRO PARAISO
No Morro Paraiso (Fig. 1, 7 e 8) desenvolveu-se amostragens de solos e rochas segundo
uma malha retangular com perfis de amostragem distanciados de 200 m entre si e orientados transversalmente
ao eixo maior do corpo rochoso. Ao longo de um perfil, as estações geoquímicas foram
espaçadas de 100 m, correspondendo a cada estação, uma amostra de solo e outra de rocha.
As amostras de solo foram coletadas a 20 cm de profundidade e peneiradas durante a
amostragem objetivando a obtenção da fração 80-120 mesh.
Foi coletado um total de 76 amostras de solo e igual número de rocha, as quais fQram
analisadas para níquel, cobre e cobalto por espectrofotômetro de absorção atômica.
Os parâmetros estatísticos obtidos a partir dos valores das amostras de solo estão
computados no Quadro 1. Na Figura 2 apresentamos o padrão de distribuição do níquel em solos.
Os valores obtidos estão fortemente centrados entre 3.250 e 4.800 ppm Ni (56,0% das análises). O
limiar provável foi considerado como igual ao background, adicionado de. 3 vezes o desvio padrão.
Não firou evidenciada a presença de valores anômalos de Ni. Já o cobre apresenta, matematicamente
4 pontos anômalos, fortemente contrastantes da média geral onde os valores entre 15 e 105 ppm
Cu perfazem 92,1 % da amostra. Observando o mapa geoquímico do cobre nos solos (Fig. 3), notase
que 3 das amostras anômalas estão nitidàmente associadas com a ocorrência cuprífera já descrita;
o quarto ponto anômalo acompanhado por outros 2 com valores acima de 200 ppm, foram
observados no início das linhas 8 e 9 e estão associados a uma área de crostificaçáo laterítica localizada
na base do Morro Paraiso (observa-se, nesta área, um acréscimo nos valores de Ni eCo). O
restante do mapa mostra um padrão de distribuição muito monótono em vista da alta percentagem
de valores baixos de cobre. O cobalto apresentou-se com uma maior concentração de valores entre
250 e 470 ppm (66.6% das análises) e o seu valor máximo, (590 ppm), associado às crostas lateríticas
da base do morro, não constitui uma anomalia propriamente dita (Quadro 1).
QUADRO 1
Resultados obtidos na amostragem
de solos do Morro Para80
Elementos X L(*) Vm (*)
CB CL NP
Níquel 4.212 8.742 6.500 1,54 0,74
Cobre 60 225 320 5,33 1,42 4
Cobalto 350 1.369 590 1,67 0,43
(*) Valoresem ppm: X. "BACKGROUND"L: LimiarVm:valormáximoobservado:CB:contraste,
(VmfX>;CL contraste com o Limiar, (VmfL); N.o: número de pontos anômalos.
Portanto, a geoquímica de solos realizada no Morro Paraiso, além de evidenciar a
presença da já conhecida ocorrência cupro-silicatada, mostrou que os valores anômalos não são
significativos e que se distribuem, em grande proporção, entre estreitos limites. Disto resulta que os
mapas geoquímicos são caracterizados por uma monotonia do traçado das curvas de isoteor.
São apresentados no Quadro 2, os resultados obtidos de amostragem de rochas. Para o
NIquel, 69% dos serpentinitos forneceram valores entre 1100 e 2500 ppm (média de 1935 ppm).
Valores menores que 1000 ppm corresponderam a algumas amostras de talco,clorita-xistos das
bordas do corpo, como é mostrado no mapa geoquímico da Figura 4; apenas 16% das amostras
forneceram valores maiores que 3.000 ppm Ni. Observa-se que os valores de Ni na rocha tendem a
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202 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
acompanhar o acamadamento dos serpentinitos, o que é refletido nos teores em solos. O cobre em
rochas, apresentou 87% dos resultados compreendidos entre 5 e 35 ppm, donde um background de
28ppm (Quadro 2).
QUADRO 2
Resultados obtidos na amostragem
de rochas do Morro Paraiso
T
Elementos X (*) L(*) Vm(*) CB CL N9
Níquel 1.935 5.557 5.550 2,85 1.0 -
Cobre 28 144 250 8,93 1.73 2
Cobalto 180 875 1.160 6,39 1.31 I
(*)1 Valores em ppm X: "BACKGROUND" L. Limiar, Vm valor máximo observado, CB: contraste,
(\m/X); CL: contraste com o Limiar, (V/L); N.o:número de pontos anômalos.
Observando-se o mapa de distribuição do cobre em rochas (Fig. 5), vê-se que os 2 pontos
anômalos estão associados a serpentinitos ligados à ocorrência cuprífera (no mapa, aparecem
cercados pela curva de isoteor de 140 ppm); eles forneceram 175 e 250 ppm Cu. Para o cobalto, 87%
dos valores acham-se concentrados entre 50 e 250 ppm, donde um background de 180 ppm (Quadro
2); o único ponto anômalo está associado a ponto não anômalo para o níquel (4.400 ppm de Ni).
Os resultados obtidos com a amostragem de rochas nos indicaram valores de background
para níquel (x = 1935 ppm), cobre (x = 28 ppm) e cobalto (x = 180 ppm), que podemos
considerar como normais em rochas ultrabásicas. Para Willye (1967) as médias são, respectivamente,
1.500 ppm, 30 ppm e 110 ppm; Challis (1965) encontrou em dunitos da Nova Zelândia (Dun
Moutains), valores semelhantes: 1100 ppm Ni; 100 ppm Cu e 180 ppm Co. Consideramos pois o serpentinitos
do Morro Paraíso como exemplo de rocha não mineralizada e cujo interesse está em nos
oferecer parâmetros indicadores da normalidade (background), nestas litologias.
A amostragem do Morro Paraiso, com a coleta de uma amostra de rocha para cada
amostra de solo, possibilitou o estudo das inter-relações de um elemento entre os dois materiais. No
Quadro 3 colocamos os resultados referentes a este estudo. Vê-se logo que os solos contém mais Ni.
Cu e Co que as respectivas rochas, concentrando-se quase 3 vezes naquele material. Interpretamos
este fato (observado também em outras campanhas), como resultado de uma concentração relativa
destes elementos durante a pedogênese. É notável que pelos nossos dados, a taxa de concentração é
praticamente igual para os três elementos, variando entre 2,87 e 2 ,91.
O pequeno desvio padrão (S) nas relações solo-rocha para os 3 elementos, indica uma
relação muito estreita entre o teor no solo e na rocha. Reflexo disto, pode também ser notado na
variação das razões solo-rocha para o níquel que se dá entre 0,63 e 12,47, para o cobre entre 0,23 e
10,20 e para o cobalto entre 0,60 e 6,06. Embora, ao calcularmos a correlação (r) entre os pares observados,
somente o cobre apresente um valor altamente positivo (r = + 0,89), cremos que os
dados obtidos indicam, para uma rocha não mineralizada, boa relação entre os teores na rocha e nos
solos, aliada a uma homogeneidade na distribuição dos mesmos (baixo desvio padrão).
Para conhecer as relações entre elementos em uma rocha ultrabásica não mineralizada
em sulfetos de níquel e cobre, realizou-se estudo sobre os pares Ni/Cu, Ni/Co e Cu/Co, tanto sobre
a amostragem de rochas, como de solos delas derivados. No Quadro 4, são apresentados os resultados
referentes às rochas.
As razões obtidas são, evidentemente, um reflexo dos background vistos na Tabela 2.
Para a razão Ni/Cu, os valores concentram-se na faixa entre 10,90 e 215,50, com uma média de

Elementos
Solo (*)
QUADRO 3
Parâmetros solo - rocha para
Ni, eu e Co do Morro Paraíso
Rocha (*)
Razão Variação 8 r
Níquel 4.212 1.935 2,91 0,63-12,47 2,18 + 0,38
Cobre 60 28 2,89 0,23-10,20 2,33 + 0,89
Cobalto 350 180 2,87 0,60- 6,06 1,62 + 0,23
(.): Valores de "BACKGROUND" em ppm
S: Desvio padrão
r: Correlação
QUADRO 4
Razão, variação da razão, desvio padrão (8) e correlação (r),
entre pares de elementos em rocha - Morro Paraíso.
Par Razão Variação 8 r
NijCu 102,87 10,85 - 215,50 18,20 + 0,58
NijCo 14,64 3,45 - 44,50 11,20 + 0,63
CujCo 0,18
RIBEIRO, GOMES DE sA, OLIVEIRA 203
102,87; para a razão NilCo, as variações máximas são 3,45 e 44,50 e para a razão Cu/Co, entre 0,01
e 0,54, o que se reflete no desvio padrão. Já as correlações são sempre positivas e muito semelhantes
entre si. Os mesmos parâmetros calculados agora para os solos, forneceram os resultados contidos
no Quadro 5, observando-se claramente a semelhança destes com os obtidos para as rochas.
I
0,01 - 0,54 0,25 + 0,61
Levando-se em consideração o desvio padrão, nota-se que para os 3 pares estudados ele
é menor nos solos, o que indica uma menor amplitude na variação dos valores das razões para cada
par, ou seja, uma maior homogeneização dos mesmos em relação à própria rocha.
Todos estes parâmetros nos levam a conclusão que, em rochas ultrabásicas não mineralizadas,
como é o caso do serpentinito do Morro Paraiso, o conteúdo em Ni, Cu e Co em solos é
um reflexo muito aproximado do conteúdo nas rochas e que a distribuição dos mesmos faZ-se de um
modo bastante homogêneo. As razões entre pares de elementos mostrou as pequenas flutuações em
torno das médias, principalmente nos solos. Este fato é considerado por nós como de interesse na
interpretação geoquímica pois, principalmente em função da espessura dos solos, os valores
absolutos (em ppm) de Ni, Cu e Co podem variar bastante, donde a vantagem de trabalhar com as
razões. Os valores do background aqui encontrados para as rochas (Quadro 2), muito semelhantes
aos de ultrabásicas estéreis, mostram que a serpentinização, ao menos estatisticamente, não altera
substancialmente os teores em Ni, Cu e Co. Deste modo, podemos tomar os diferentes parâmetros
aqui calculados, como indicativos de esterilidade de rochas ultrabásicas. Qualquer campanha para
estes elementos sobre corpos u1trabásicos, que apresente parâmetro diferindo significativamente
dos valores aqui obtidos, trará a idéia de que estamos em presença de uma anomalia geoquímica.

204 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
QUADRO 5
Razão, variação da razão, desvio padrão (8) e correlação (r),
entre pares de elementos em solos - Morro Paraiso
Par Razão Variação S r
NijCu 88,72 12,20 - 207,30 16,8 + 0,50
NijCo 13,17 2,90 - 28,90 6,4 + 0,63
Cu/Co 0,20 0,03 - 0,61 0,17 + 0,87
GEOQUÍMICA REGIONAL COM AMOSTRAGEM DE SEEPAGE
Sob o nome genérico de seepage denominamos áreas úmidas, ricas em matéria orgânica
que ocorrem em cabeceiras de drenagem. Os seepage apresentam, com vistas' à prospecção, a vantagem
de fornecer amostras representativas de áreas maiores que uma amostra de solo, embora
menores que o representado por uma de sedimento ativo de corrente. A par disto, os solos de seepage
apresentam uma concentração maior, em elementos metálicos, que os solos vizinhos em vista
de termos aí uma série de barreiras geoquímicas, este fato é observado por diversos autores
(Horsnail e Elliot, 1971; Tooms e Webb, 1961). Os seepage são pois, material a ser usado em prospecções
em escala semi-regional.
Na área de Cromínia-Mairipotaba-Pontalina há um grande desenvolvimento de seepage,
favorecidos pelos relevos pouco acentuados.
Morfologicamente, observa-se na área, que o seepage tem a forma de uma pera, onde o
comprimento é em média de 60 m, e a largura 40 m. Na região estudada, a vegetação é do tipo cerado
(Fig. 6 nl!.l), sendo que os seepage são bem marcados pela presença de buritis e gravatás (Fig.
6, n.2 3), e pela mata ciliar (Fig. 6, n.l!.4), que envolve a drenagem que deles nasce. Gramíneas (Fig.
6, n.2 2), são observadas nas cabeceiras do seepage.
Os solos, a montante do seepage são de origem laterítica donde a coloração vermelha,
pobreza de argilas e riqueza em sesquióxidos de ferro; temos aí o dominio do cerrado (Fig. 6-B, nl!.
5). Dentro do seepage, os solos são muito argilosos, perenemente úmidos e ricos em matéria orgânica
donde a sua côr preta (Fig. 6-B, n~ 7). Entre os 2 tipos de solo (que representam ambientes
oxidantes e redutores) descritos, há uma faixa de. solos cinza, ricos em argilas e cobertos por gramineas
(Fig. 6-B, n~ 6). Esta faixa é intermitentemente úmida em função da estação do ano, isto é,
das flutuaçães do lençol freático (Fig. 6-B, n2. 8), e corresponde ao local onde as águas subterrâneas
surgem na superfície.
Em certos casos, mormente em seepage desenvolvidos sobre rochas ultrabásicas, a faixa
de solos cinza pode ser substituida por um nível ferruginoso encouraçado ou em vias de encouraçamento.
As águas que drenam através dos solos vermelhos são extremamente carregadas em
Fe + 2 o qual, na área. de afloramento (Fig. 6-B, n!! 6) é oxidado, precipitando-se maciçamente. Um
exemplo de seepage nestas condições, observa-se na grande ação bloqueante exercida pela precipitação
do ferro, com a co-precipitação dos elementos metálicos. Os solos vermelho continham o
que se pode considerar uma carga normal em solos desenvolvidos sobre rochas ultrabásicas não
mineralizadas (Quadro nO 6), observando-se na crosta laterítica um importante aumento, em valor
absoluto, nos teores do 6 elementos dosados, notadamente para o níquel que aí atinge a 2,56%. O
gel referido na Tabela 6 é um material avermelhado, algo gelatinoso, normalmente encontrado
nestes locais sob fina camada de água de drenagens quase estagnadas. Entendemos que este material
representa um estado atual da deposição dos hidróxidos de ferro, o que encontra apoio nos
54,6% de F~03 obtidas em análise. Nota-se que este material contém importantes quantidades de
Mn, Cr, Co e Ni. Por fim, os solos escuros de seepage mostram baixa concentração de ferro, teores

Material Ni (*)
QUADRO 6
Valores obtidos em diversos materiais de um Seepage
sobre corpo ultrabásico crominia - Mairipotaba - Go
eu (*)
Co (*)
Cr (*) Mn (*)
Fe203(%)
Solo Vermelho (1) 2.130 47 119 4.510 822 17,20
Crosta (2) 25.600 75 3.920 8.960 64.960 39,70
"Gel" (2) 1.460 15 220 1.190 1.400 54,60
Solo Seepage (3) 1.758 41 48 3.494 246 9,20
QUADRO 7
Valores percentuais referentes aos teores de Ni, eu e Co em diversos tipos de solos
associados a Seepage - Crominia - Mairipotaba - Go
Solos
RIBEIRO, GOMES DE sA. OLIVEIRA 205
menores em Co, Cr, Mn e Ni e teores equivalentes em Cu quando comparados com os dos solos
vermelhos.
: Todos os valores em ppm exceto os do FeZ03
(1): Média de 10 amostras, (2) uma amostra.
(3): Média de 16 amostras.
Níquel Cobre Cobalto
Maiores valor ( ) Maiores valor ( ) Maiores valor ( )
Valores Anômalo Valores Anômalo Valores Anômalo
A 86% 100% 80% 85 % 75% 90%
8 10% - 15 % 15 % 20% -
C 4% - 5% - 5% 10%
A: Solos pretos do "Seepage" ricos em matéria orgânica.
B: Solos vermelhos A montante do "Seepage".
c: Sólos cinza da borda do "Seepage".
( ): Valores maiores que 200 prnrn Ni; 40 ppm Cu; 80 ppm Co.
(j(,)
Estatisticamente, os solos de dentro do seepage mostram-se mais ricos que os solos vermelhos
circunjacentes. No Quadro 7 apresentamos dados neste sentido referentes a 21 seepage da
área estudada, num total de 63 amostras, (nenhum deles está associado a rochas ultrabásicas).
Os solos denominados A no Quadro 7 são aqueles de côr preta do seepage, muito argilosos
e ricos em matéria orgllnica; os designados por C, são solos claros, cinzas e mesmo amarelados,
argilosos, da borda superior do seepage (Fig. 6-B, n2 6); e os denominados tipo B, de côr
vermelha, pobres em argilas, encontrados a montante do seepage. Nota-se perfeitamente que os
maiores valores em"um determinado seepage, para Ni, Cu e Co são encontrados, em 80 % dos casos,
nos solos pretos argilosos. Em 90 % dos casos estudados (100% no caso particular do níquel), estes
solos apresentam valores anômalos, não caracterizando verdadeiras anomalias, mas de valores que
ultrapassam limites considerados elevados e arbitrariamente definidos (250 ppm para Ni, 40 ppm

206 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
para o Cu e 80 ppm para oCo). Estes solos devem ser, pois, amostrados em todos os seepage de uma
região em estudo, ,de forma sistemática, evitando-se assim falsas anomalias devido a diferenças do
material amostrado.
Ponto Ni (*) Cu (*)
SEEPAGE EM ESCALA REGIONAL
Todos os 1968 km2 da área foram cobertos por amostragem em áreas de seepal{e.
Amostrou-se um total de 515 seepage, coletando-se 1558 amostras, obtendo-se uma média de
aproximadamente 3 amostras por seepage, e uma densidade de 1 seepage para 4 km2.
Na Figura 7 é vista a amostragem realizada na área em torno dos corpos ultrabásicos
alinhados ao Sul da Serra do Cruzeiro (Morro da Platina, Morro Magnesita e Morro Paraiso de W
para E) e no Quadro 8, os resultados obtidos sobre 6 dos pontos mostrados na figura. Destes, os
pontos 4,5 e 28 estão associados às rochas regionais, e os pontos 18, 21 e 22, às rochas ultrabásicas.
Vê-se claramente que os seepage associados a rochas ultrabásicas, são ricos em Ni, Co e Cr, ao
contrário daqueles associados às rochas regionais, ricas em Ti e pobres naque1es 3 elementos. Já o
Cu, não deixa claro uma tendência definida.
QUADRO 8
Resultados da amostragem dos
"Seepage" relativos à Fig. 7
Co (*)
Cr (*) Ti (*)
4 90 30 75 50 8.410
5 20 5 60 45 6.865
28 330 75 85 135 16.440
18 5.220 100 215 5.155 4.210
21 7.650 45 115 2.700 1.745
22 3.650 65 115 6.540 3.135
(tO):Valor máximo obtido em cada "Seepage" em ppm.
Regionalmente, a amostragem mostrou algumas variações gerais nos valores obtidos.
Tomando-se o valor máximo obtido para cada elemento em cada seepage, calculou-se o valor médio,
(background), em função das diferentes litologias (Tab. 9). De um modo geral, vemos que os valores
médios são muito semelhantes entre si, e que o melhor contraste é obtido entre as ultrabásicas
e as demais litologias da região, no que se refere ao Ni. Cr e Ti (este pelo baixo valor médio). Aliás, é
notàvel a carga em Ti nos seepage sobre as rochas regionais do Grupo Araxá.
Baseado nos dados do Quadro 9, calculou-se um limiar para os elementos em função da
litologia, observando-se deste modo que não se tinha anomalias na área em estudo, salvo para Ni e
Cr nos seepage associados a rochas ultrabásicas. Esta observação serve para mostrar que, em termos
de anomalia, o uso deste material é de difícil interpretação (não há mineralizações propriamente
ditas a níquel e existe uma de cromita no Morro da Magnesita). No nosso entender a vantagem
deste tipo de amostragem, reside na maior representabilidade em área de amostra quando comparada
com amostragem de solos. Há ainda a considerar, o perigo de grandes flutuações nos valores
obtidos em amostragem de diferentes tipos de solos dentro da área de um mesmo seepage, além da
necessidade de fixar-se o material amostrado que já foi discutido.

QUADRO 9
Valores do Background ~mppm), de Seepage
em diferentes litologias
Litalagias Ni Cu Ca Cr Ti
Sala
Laterítica
83 39 91 72
4.136
Leptinitos 45 32 60 34 3.288
Biatita
Quartzaxista 48 18 88 129 6.860
Biatitaxisto 74 26 1 1 2 76 4.860
Anfibalita& 47 42 1 1 5 47 -
Mascavita
Gnaisses
RIBEIRO, GOMES DE sA, OLIVEIRA 207
SEDIMENTOS ATIVOS DE DRENAGEM
A baci~ hidragráfica do. Ribeirão. Paraisa, com 173,6 km2, passibilitou um estudo. da
dispersão. de alguns elementas associados a rochas ultrabásicas não. mineralizadas em sulfetas e
52 20
75 38 5.131
Ultrabásicas 886 37 105 949 2.050
mineralizadas à cramita. A amastragem fo.i realizada seja so.bre o.próprio. co.rpo, seja so.bre pontas
influenciadas por ele au ainda, so.bre po.ntos livres desta influência (background regio.nal). Os resultadas
estão. no. Quadro 10 e as po.ntos amo.strado.s na Figura 8. De cada amo.stra, duas frações
granulo.métricas fo.ram analisadas: a fina (- 80 + 120 mesh) e a gro.ssa (+ 80 mesh); a fina farneceu
as maio.res teares para to.do.s as elementas do.sado.s. Para cada panto. calculo.u-se a percentagem das
litalagias que contribuiram para a fo.rmação. da amo.stra; a de número. 12, par exemplo., fo.i fo.rmada
unicamente par material pro.veniente das serpentinito.s; as amo.stras 1, 2, 4, 6, 10 e 11 sofrem a
co.ntribuição. desta lito.lo.gia em percentagens decrescentes.
O co.mportamento. geo.químico. das elemento.s dispersas a partir do. maciço. serpentinítico.,
fica claramente expo.sto. pelas número.s o.btido.s. Vemo.s que o.níquel decresce gradualmente de 4.340
ppm até 125 ppm, a 16 km do. Mo.rro. Paraíso.; a 20 km do. mesmo.( (po.nta 11), o.vaIar de 95 ppm po.de
ser co.nfundido. com o. vaIar médio. das rochas regianais percarridas por esta drenagem (entre 75 e
120 ppm Ni). Já o.cro.ma, o.riginado. do. Mo.rra da Magnesita,(Fig. 8), apresenta-se com 145 ppm no.
ponto. 11 situado. a 23 km da sua fo.nte, destacando.-se das rachas regio.nais (20 a 140 ppm CrI. O
cobalto. apresentou \lIIla dispersão. semelhante a do. níquel sendo. detectável até no. ponto 6.
Quanto ao. co.bre, pensamo.s que as resultadas aqui abtido.s não. são. conclusivas devido. à
pobreza deste elemento nas rachas ultrabásicas (i = 29 ppm) e salas (i = 62 ppmt do. Marra
Paraiso., muito. próximas ao. background das demais lito.lo.gias da região.. Para o. cro.ma, cabe a
abjeção. de que, ao. meno.s no. que se refere ao.s vaIares absolutas, as teores o.btido.s estão. ano.rmalmente
elevadas tenda-se em vista o.Mo.rra da Magnesita ter sido. lavrado..
To.da a área estudada (1968 km2), teve sua drenagem amo.strada, co.m uma média de 1
amo.stra para cada 20 km2. As médias das valo.res o.btido.s estão. na Tabela 11, no.tando.-se a
impo.rtância do. Ni e Cr no. Ribeirão. Paraiso e a ho.mageneidade da.Cu, Co.e Mn.
Cama assinalado. anterio.rmente, para cada po.nto. amastrado. (num total de 97), calculo.use
as percentagem:! em áreaB de cada litologia na contribuição. para a formação. da amo.stra. A partir
disto. realiza-se um estudo. estatístico. visando. a correção. das background em função. das diferentes

208 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
litologias, aplicando-se equações de regressão múltipla (Rase et alii, 1970).
QUADRO 10
Resultados da amostragem de sedimento
ativo de corrente, fração: - 80 + 120Mesh - Ribeirão Paraiso-
Ponto Influência Ni (2)
C u (2)
C o (2)
C r (2)
M n (2)
(%) (1)
Fe
(3)
"
12 100,00 4340 55 370 6.240 3.400 29,00
1 23,40 100 20 140 370 760 2,67
2 17,00 730 20 135 3.055 695 8,05
4 9,50 870 20 200 3.800 980 10,20
6 6,00 420 20 145 1.715 870 6,85
10 4,50 125 15 140 255 540 2,80
11 4,00 95 20 120 145 780 2,82
5 - 90 30 95 70 110 1,75
3 - 75 10 145 60 500 2,05
7 - 120 55 100 140 275 9,50
8 - 60 15 125 40 825 2,90
9 - 65 10 85 2(} 295 1,30
13 - 80 15 140 80 310 2,10
(1): Influência da Ultrabásica na formação da amostra em percentagem
(2): Valores em ppm
(3): Valores em percentagem
-0_
..
r
Fig. 2- Morro Paraíso- Mapa Geoquúnico do Níquel em solos.
'"ou o ".0"
00 /~ t;IJ1INAKIIIIVIL ,'.1.#":~Y"OIj'OTlOII !".I} M.

RIBEIRO, GOMES OE sÃ, OLIVEIRA 209
QUADRO 11
Méilias dos'valores obtidos nos sedimentos
ativos de drenagem para as diversas bacias
de captação fração analisada: - 80 + 120 Mesh
Número
DRenagem de Ni(1) C u (I) Co(1) Cr(l)
Pontos
M n (1)
Rib. Paraiso 13 249 21 130 806 597 4,37
Rib. Boa Vista 11 57 12 120 31 755 4,92
Rio dos Bois 2 72 15 175 27 560 1,62
Rib. Formiga 4 44 20 127 50 409 2,42
Rib.das Posses 5 55 13 138 34 454 1,45
Rib.MarimbonOO 5 43 9 100 12 619 2,46
Rib. Mateiro 5 72 21 143 32 546 2,68
Rib.da Mata 7 86 6 128 25 1.019 6,29
Rib. Dourado 12 53 9 154 28 409 1,50
Rib. Sant'ana 15 59 12 104 53 438 1,98
Rib.Sta. Barbara 11 79 15 197 25 360 1,61
Rio Meia Ponte 8 57 18 166 39 596 1,91
(1): Valores em ppm
(2): Valores em percentagem
N.
r
- -
Fig. 3- Morro Paraiso - Mapa Geoquímiéo do cobre em Solos
~...1.00--'
,- CUIIII.I,Of!SOTf:OIt
Fe (%) (2)

210 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO
BRASILEIRO DE GEOLOGIA

(i,
1
,.
'f
'00 - TEOR EM Ni I ppm)
40 - TEOR EM eu t ppm J
If
l' (0
If
Jf
'ROCHAS,
RIBEIRO, GOMES DE sA, OLIVEIRA 211
'I' B
A
Fig. 6- Morfologia dos SEEPAGE Visto em Plantas (A)
e em Corte (B).
I - VEClETAÇAO TIPO CERRADO; 2 - .RAMINEAS; 3 - 6RAVATAS E
ULTRABASICAS
8UIIITIS;4- MATA CILIARES e -
7-
SOLO PIIETOil-LENÇOL ~REÁTICO (~LUTUAÇÕES),
28~
~y30
75
15
@
65
Fig. 7 - Amostragem de SEEPAGE em parte da Área de Crommia - Pontalina.
//
/
FALHA
30
'-~
110/
0.'
45
SOLO VEIIMELHO; . - SOLO CINZA,
/
OREHAGEM
Hf
80
\Jí2)
(
40
600 120011I

212 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
I"
\
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-.-,------
'
_/ ~',--,
, I
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I
Fig. 8- Amostragem em Sedimentos de Drenagem (Fração Final) da Bacia Hidrográfica do Ribeirão
Paraiso.
r
'800
HOOM.trOI
DRENA,GEM
-~~ PONTO AMOSTRAOO
BIBLIOGRAFIA
~CORPOS ULTRABÂSIC05 ".--
---
- --LIMITE DA8ACIA
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A PROSPECÇÃO RADIOMÉTRICA NA DEFINIÇÃO
DE ZONAS MINERALIZADAS NO COMPLEXO
ULTRAMÁFICO-ALCALINO DE CATALÃO I, Go
WANDERLINO TEIXEIRA DE CARVALHO., IRANILDO RODRIGUES VALENÇA.
ABSTRACT
Goiás, Brazil.
The object of this paper is to deseribe the radiometrie 'prospeeti~ o~ ~e Çataliio I alkaline-ultramsfie Comple~ of.Catalão.
This work was earried out by Metais de Goiás S/A. METAGO',T"'; Slgnl~ca?ce of the anomsly found for Catalil? I ~ dlS~USSed.:
The results of the scintillometrie survey are analysed in terms of the known tltamum, mobmm, phospate, rare earth and verll11cuhte mmerahzations.
The paper ends with a comparison hetween the statistical 3rd. 2nd, and 1st order radiometric anomslies based on 1.400 seintillometrie
observations and the informstion gained during exploratory work.
INTRODUçAO
Este trabalho tem por objetivo comentar a prospecção radiométrica na definição de
algumas das zonas mineralizadas do Complexo Ultramáfico-Alcalino de Catalão L
O Complexo Ultramáfico-A1calino de Catalão I, localizado no Município de Ouvidor,
Comarca de Catalão no Sul de Góias, foi descoberto por Hussak em 1894.
A partir de 1968, a Metais de Goiás SI A- METAGO e outras empresas de mineração
passaram a realizar intensivos trabalhos de pesquisas no Complexo em questão. Tendo por base as
experiências anteriores, com sucesso, de levantamentos radiométricos na procura de mineralizações
de nióbio, no Complexo Ultramáfico-Alcalino do Barreiro, Araxá, MG., cuja geologia é muito
semelhante a de Catalão I, todas as empresas que neste último complexo, desenvolvem pesquisas,
passaram a utilizar, em maior ou menor escala, esta técnica de prospecção geofísica.
RESUMO DA GEOLOGIA
O Complexo Ultramáfico-Alcalino de Catalão I é intrusivo em metamorfitos do Grupo
Araxá, que sofreram, ao longo dos contatos, processos de fenitização. De filiação ultramáfica-alcalina,
os seus tipos petrográficos principais são glimeritos e, subordinadamente, piroxenitos e
peridotitos serpentinizados, cortados por veios carbonatíticos (sovitos), de espessuras variáveis
que, associadamente formam um conjunto rochoso, genericamente denominado de silicocarbonatito.
Processos de silicificação atuando sobre este conjunto rochoso conduziram ao aparecimento
de silexitos, que se mostram distribuidos irregularmente por toda a área da intrusão. Um espesso
manto de material alterado, de caráter laterítico, podendo atingir até 250 m de espessura, principalmente
em sua por

214 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
N
.,.00' .".0'
o. 15 IOklll .
MAPA DE LOCALIZAÇÃO
Trabalhos de pesquisas realizados pela MET AGO e a Mineralização Catalão de Goiás no
complexo em questão, levaram à definição de 5 zonas mineralizadas que resultaram em expressivas
reservas de nióbio, titânio, terras raras e vermiculita.
ANOMALIA RADIOMÉTRICA DE CATALÃO I
O Complexo Ultramáfico-Alcalino de Catalão I, encerra uma_grande anomalia radiométrica.
Os levantamentos aerocintilométricos ora em desenvolvimento pela CPRM; para o
DNPM, na região de Catalão, com certeza irão comprovar esta afirmação. Aquela estrutura, se
sobrevoada, mesmo por aeronave não apropriada para aerolevantamentos, equipada apenas com
cintilômetro portátil de levantamentos terrestres, mostra uma anomalia radiométrica bas~ante
evidente. Por exemplo, num vôo de sentido SN, a uma altura aproximada de 200 m do solo, utilizando-se
cintilômetro marca SRA T-SPP2-NF, quando o avião sobrevoa os metamorfitos do Grupo
Araxá, as leituras cintilométricas rápidas situam-se em tomo de 20-25 cps. Quando o avião atinge a
borda fenitizada sul da estrutura, as leituras mudam bruscamente para 60 cps, aumentando gradativamente
até o centro do complexo quando os valores cintilométricos chegam atingir até 400 cps.
A partir daí, os valores começam a diminuir e quando o avião passa pela borda fenitizada norte, as
leituras situam-se em tomo de 50 cps. Ao atingir os metamorfitos os valores cintilométricos voltam
ao background regional, em tomo de 20-25 cps.
No Município de Catalão, existe uma estrutura, supostamente semelhante a de Catalão
I, ainda não estudada e conhecida como Catalão 11. Esta estrutura quando sobrevoada em condições
semelhantes ao sobrevôo descrito acima', realizado em Catalão I, mostrou valores de cintilometria
de até 500 cps, que a primeira vista, parecem pontuais. Com certeza constitui uma outra
anomalia radiométrica do sul goiano.
A radiação anômala de Catalão I fica bastante caracterizada, quando se realiza um perfil
cintilométrico terrestre, transversal à estrutura. Um perfil radiométrico de estrada, cortando
Catalão I no sentido SW-NE, deu o gráfico da Figura 2 que mostra claramente, a sua natureza
radiométrica anômala.
O background regional em levantamentos terrestres situam-se entre 150 e 200 cps.
A natureza da anomalia radiométrica de Catalão I ainda não está muito clara. Como
ainda não existem levantamentos utilizando-se cintilômetros de multi-canais (canais de Th, U e K)
não se sabe com certeza qual o elemento responsável pela maior parte da radiação. Supõe-se que o

--~
800
600
400
200
o
CPS
o 5.000
CARVALHO, VALENÇA 215
P~OJETO CATALAO
PERFIL CINTILOMETRICO SW -NE NO COjv1PLEXO
ULTRAMÁFICO-ALCALlNO DE CATALAO I
BACKGROUND REGIONAL: It;O-200 CPS
CINTILOMETRO: MICROLAB MOD. 346
tório seja o elemento preponderante vindo a seguir o urânio e por último o potássio. A principal
fonte de potássio poderia ser a flogopita, existente em quantidade nas rochas do complexo. Análises
de amostras de solos provenientes desta estrutura em zonas de alta radioatividade mostraram
valores variando entre 0,005 - 0,044% de U308 e 0,032 - 0,100% de Th02' Uma amostra coletada
em local de alta radioatividade na borda W, fenitizada, da estrutura mostrou 28,86% Th02 e nada
de U308. Análise mineralógica desta amostra evidenciou a pre8ença de Thorita, Goethita,
Magnetita, etc.

216 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
LEVANTAMENTOS CINTILOMÉTRICOS TERRESTRES
A METAGO em 1969, realizou levantamentos cintilométricos em suas áreas de pesquisas.
A partir daquele ano todas as áreas concedidas pelo MME à METAGO, em Catalão I, para
pesquisa, foram sistematicamente levantadas radiometricamente.
Os levantamentos foram realizados obedecendo uma malha quadrada de 100 m de lado.
O cintilômetro utilizado, de fabricação nacional, marca MICROLAB, modelo 346, teve bom desempenho.
O trabalho de campo é muito fácil de realizar podendo ficar a cargo de um técnico em
mineração. Em terrenos planos e sem muita vegetação, pode-se realizar leituras em mais de uma
centena de pontos.
As medições foram todas elas realizadas em leitura rápida sempre em duas escalas do
aparelho para se evitar erros nas medidas. A altura do cintilômetro do solo foi constante (1: 50 cm)
durante todo o levantamento, realizado por uma mesma pessoa.
O background regional foi definido realizando-se uma série de perfis de estradas que
convergem para -fora da estrutura, a partir de suas encaixantes, até algumas dezenas de km do
Complexo. As leituras variaram dentro do intervalo 150-200 cps, que foi adotado como background
regional.
As leituras obtidas no campo foram plotadas em mapas de escala 1:4.000 e traçadas as
diversas faixas de radiometria de acordo com a escala radiométricaadotada, obtendo-se o correspondente
mapa radiométrico. A Figura 3 é o mapa radiométrico das área I e 11 da METAGO. Neste
mapa foram delimitadas as diversas zonas mineralizadas com o objetivo de se verificar as suas
relações com as diversas faixas de radiometria.
Através de tratamento estatístico em 1400 leituras cintilométricas, realizadas dentro do
Complexo, foi possível obter os seguintes dados:
a) - os valores cintilométricos seguem uma lei log-normal e a sua amplitude de variação
está entre 80 e 1700 cps;
b) - a média geométrica dos valores é igual a 450 cps e o desvio geométrico encontrado
foi de 1,60;
c) - os limiares de 38, 28 e 18 ordem tem, respectivamente, os seguintes valores: 750
cps, 1000 cps e 1.450 cps.
CONCLUSO~S
Da interprétação dos perfis e mapas radiométricos obtidos em Catalão I, pode-se tirar as
seguintes conclusões:
1) - O Complexo Ultramáfico-Alcalino de Catalão I encerra uma grande anomalia
radiométrica que pode ser caracterizada tanto por levantamentos aerocintilométricos como por
levantamentos radiométricos terrestres. A experiência adquirida com este tipo de prospe~ão em
Catalão I, indica que esta técnica é bastante apropriada e vantajosa numa eventual procura de
novas estruturas de geologia similar.
2) - Dentro do Complexo, a região de anomalias radiométricas mais expressivas (valores
de cintilometria superiores a 650 cps) apresenta uma feição linear, constituindo uma faixa de
formato irregular de acentuada radiação que corta transversalmente a estrutura segundo uma
direção NNW-SSE e cuja largura varia de 200 a 1700 m. Dentro desta faixa podem aparecer
algumas ilhas com radiometria mais baixa que talvez possam ser explicadas pela presença de cobertura
de solos, que impediria, de certa forma, a chegada à superfície da totalidade das radiações ou
pela existência de variações na composição da rocha subjacente.
3) - A maior parte em área, das zonas mineralizadas em fosfato, nióbio e titânio
apresentam-se dentro desta faixa de anomalias radiométricas. Os locais com teores mais elevados,
nestas substâncias, coincidem com os pontos de maior intensidade radiométrica. Assim por exemplo,
os locais com teor acima de 1% Nb205 apresentam invariavelmente, valores cintilométricos
iguais ou superiores a 1000 cps. As zonas mineralizadas em titânio, cujos teores são maiores que
20% Ti02, apresentam radiometria igual ou superior a 800 cps. A mineralização em fosfato não

----
..........
LE8ENDA
ZCIIA
"""AL'ZAOA
EM
"'10 > 0,1% 0
ZONA IMERAL1ZAM UM VEftMICULITA
CARVALHO, VALENÇA 217
PROJETO CATALAO
MAPA RADlOMmlCO ~ ÁREAs Ien
o.. 100 200 XX> 400.
ESCALA
_
GRÁFICA

218 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
----.-----
apresenta um comportamento tão rígido em relação à radiometria, contudo os locais com teores
acima de 10% P205 e que não apresentam cobertura estéril acentuada, também mostram valores
cintilométricos, freqüentemente, superiores a 800 cps. Já alguns locais, também de teores elevados
em P205' às vezes, acima de 15% P205' mas que, por outro lado, apresentam cobertura estéril
elevada (superior a 20 m), não apresentam radiometria de destaque, com as medidas cintilométricas
situando-se na faixa de 650-800 cps, ou mesmo, na faixa de 4()()-650 cps.
4) - Fato interessante, é a mineralização em terras raras, situar-se, preferencialmente,
na faixa de radiometria de 400-650 cps em franco contraste com as mineralizações em nióbio e titânio.
Esta situação, algo anômala, talvez possa ser explica da pela própria composição da mineralização
de terras raras de Catalão I. Seus principais minerais, ricos em cério e lantânio são a rabdofanita
(monazita hidratada), a parisita e a fIorencita. As monazitas associadas a carbonatitos, na
maioria das vezes, não apresentam tório em sua estrutura como acontece com aquelas associadas a
granitos e pegmatitos ácidos que, geralmente, apresentam teores de tório entre 1 e 12% Th02 e, às
vezes, até 28 % Th02' sob a forma de misturas isomorfas.
minerais
5) - Nas zonas mineralizadas em titânio, nióbio e fosfato
de urânio ou tório. Estes elementos devem estar incorporados
ainda não foram encontrados
à estrutura dos minerais de
titânio (ilmenita, perovskita e, principalmente, o anatásio), nióbio (pirocloro) e de fosfato (apatita,
gorceixita, fIorencita, etc) através de substituições diadóxicas. Locais com evidentes concentrações
de anat.ásio, acusam mudanças bruscas das medidas cintilométricas que se tomam significativamente
mais elevadas. Em vista destes fatos, a prospecção radiométrica em Catalão I, é uma
importante ferramenta na procura de locais com concentrações elevadas de titânio, nióbio e fosfato.
6) - A maior parte da zona mineralizada em vermiculita apresenta radiometria situada
na faixa dos 250-400 cps. Eventualmente alguns locais apresentam radiometria mais elevada, com
valores entre 400-650 cps e, muito raramente, valores entre 650-800 cps e mesmo entre 800-1000
cps. Nestes locais, a presença de minerais de titânio com tório diadóxico poderia explicar as medidas
cintilométriéas mais elevadas. Pelos menos parte da radiação existente na zona mineralizada em
vermiculita, pode ser produzida pelo potássio, existente neste mineral e nas rochas ricas em fiogopita
subjacentes.
7) - As medidas radiométricas de Catalão I, analisadas estatísticamente, mostraram
que as anomalias de 38,28 e 18 ordem situam-se, respectivamente, em tomo de 750 cps, 1000 cps e
1450 cps. Os trabalhos de pesquisas (abertura de poços, furos de trado e sonda), mostraram que os
locais com valores radiométricos situados na faixa de 650-800 cps são susceptíveis de mineralizações
em fosfato, titânio e, muito raramente, nióbio. Portanto, o valor de 750 cps, classificado estatísticamente,
como anomalia de 38 ordem, de certa forma, condiz com a realidade. Os locais com
valores de radiometria de faixa 800-1000 cps estão sempre mineralizados, principalmente em titânio
e fosfato e, secundariamente, em nióbio. Portanto a anomalia de 28 ordem definida estatísticamente,
como sendo 1000 cps, pode ser considerada como verdadeira para o nióbio. Para o titânio e o
fosfato, ela pode, na prática, ser considerada como de 18 ordem. °
cálculoestatístico definiu como
sendo anomalia radiométrica de 18 ordem, Catalão I, o valor de 1450 cps. Este valor é muito alto
para o titânio e o fosfato, como já foi dito anteriormente. Para o Iiióbio este valor na prática, corresponde
à realidade.
AGRADECIMENTOS
Os autores desejam consignar os seus agradecimentos à Diretoria Técnica da METAGO
pela autorização de publicação deste trabalho bem como ao geólogo Raul Minas Kuyumjian pela
realização dos cálculos estatísticos referidos neste texto.
Reconhecidamente agradecem também à datilógrafa Rose Dayse Lobo de Araújo e os
desenhistas Alexandre Machado Alves da Costa, Alan Kardec Soares Baylão e Antônio Dário de
Araújo pelos serviços de datilografia e desenho.

CARVALHO, VALENÇA 219
BIBLIOGRAFIA
ARAUJO, P. L.; CARVALHO, W. T.; DRUMMOND, R. M.; GUZZO, N. S. G.; KISHIDA,A. -1971- Belatoldode doPloJ...Ca.
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CARVALHO. W. T. . 19'12 - Geo e ponpectlv. de ._vel to ___100 do8 do 1)0,. UlU8búlco.AJeabo de
Catalão I. PaI.tl'8 proferida na Aeeoci8çio doe Geó1osoedo Centro.OMte-AGECO. Inédito
KREITER, V.M. -1968-GaoIotIb1~""8J[plantloa. Moecow, Mir.

PROSPECÇÃO GEOQUÍMICA DE SEDIMENTOS DE CORRENTE
APLICADA À SELEÇÃO DE ÁREAS
COMMINERALIZAÇÃO CUPRÍFERA
NO VALE DO RIO CURAÇÁ, Da
INÃCIO DE MEDEIROS DELGADO., DORIV AL CORREIA BRUNI., JOÃO DALTON DE
SOUZA.
ABSTRACT
A geochemkal prospecting 01 the current ssdiments was used in a _rching phase 01 the Projeto Cobre, 01 intel'8et of the
Departamento Nacional da Produção Mineral, carried out by the DNPM/CPRM covenant.
About 3000 samples were coUected, constituted by the finer aUuvial material, according to a regular spacing 01 260 m, in a total
areaof 1.200 km2.
The anal)'sia were mode for total copper, soluble copper, and nicke1, and the data were statialica1)y treated.
The obtained results were reall)' surpriaing, because it were characterized the aIready known ore bodies and selected about 30
anomalias, of which 8 were already confirmed as copper occurren.....
INTRODUÇAO
A evolução da pesquisa de cobre do distrito cuprífero do Rio Curaçá, na área compreendida
pelos meridianos 39°45' e 400()()'W e pelos paralelos 9°()()'e 100()()'S obedeceu a 3 fases distintas:
1) - Prospecção geoquímica com amostragem de solo residual dirigida para o reconhecimento
dos corpos máficos-ultramáficos, aos quais se associam a mineralização cuprífera;
seleção de anomalias e estudos detalhados, com trincheiras e sondagens. Essa sistemática foi
utilizada por Ladeira et alii (1969) após os estudos pioneiros de Lewis e Santos (1966) e Barbosa et
alii (1966).
2) - Prospecção geoquímica de sedimentos de corrente visando o reconhecimento e
seleção de áreas -anômalas a que se convencionou denominar de Alvos S, objeto do programa de
prospecção detalhada através de geoquímica de solo residual, geofisica, trincheiras e sondagens.
3) - Prospecção semi-detalhada através de geoquímica de solo residual e geofísica,
sobre áreas selecionadas com base nos controles geológicos da mineralização cuprífera, visando a
delimitação de zonas anômalas, objeto da prospecção detalhada, subseqüente.
O uso da prospecção geoquímica de sedimentos de corrente foi motivada, na época, pela
necessidade da aplicação de um método de baixo custo operacional, capaz de selecionar áreas
prioritárias para os estudos de pesquisa, detalhados, visando a descoberta de depósitos de cobre.
Esse método foi inicialmentedesencorajado porLewis e Santos (1966). Mas, Ladeira et
alii (1969) realizando novos estudos comprovaram a utilização do método na detecção de anomalias
de cobre total, nos sedimentos amostrados próximo.à áreas mineralizadas.
Dando continuidade a esses trabalhos, foram desenvolvidos novos estudos orientativos
após o que, aplicou-se sistematicamente o método em uma área de aproximadamente 1.2()() km2,
incluindo as folhas (7°30' de lado) de Arapuá. Caraiba-Poço da Vaca, Bom Despacho, Santos Ares,
Jaramataia, Barro Vermelho e 1/3 da folha de Poço de Fora.
Com autorizaçAo do DNPM
· CPRM

222 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Apesar do emprego do método ter atingido plenamente seus objetivos (seleção de áreas
prioritárias para a pesquisa), considera-se hoje desnecessária a sua utilização na pesquisa do cobre
do vale do Rio Curaçá, face aos controles geológicos da mineralização, definidos após a conclusão do
mapeamento geológico sistemático da área do projeto, que permitem a seleção de áreas potencialmente
favoráveis à mineralização cuprifera, representando a última fase da evolução do planejamento
e orientação da pesquisa do cobre, na região.
COMPLEMENTAÇÃO DOS ESTUDOS ORIENTATIVOS
Baseado nos estudos orientativos desenvolvidos, Ladeira et alii (op. cit.) apresentaram
as seguintes conclusões:
1) - A geoquímica de sedimentos para cobre, funciona perfeitamente na área, desde que
seja amostrado o nível argiloso dos aluviões.
2) Os valores anômalos para cobre, encontrados nos sedimentos, oscilaram de 30 a 90
ppm.
3) Os teores de cromo e níquel, determinados nas mesmas amostras, comprovaram
que a distribuição desses elementos, principalmente do níquel, tende a acompanhar a distribuição
do cobre, refletindo a constituição dos corpos máfico-ultramáficos.
Complementando os estudos orientativos, desenvolveu-se novos testes nas ocorrências
de Murcho e Chico Ferreira, visando:
a) - Estabelecer uma técnica de amostragem para os pequenos tributários (drenagens
de 38, 48, etc, ordens) que não apresentam os níveis argilosos, normalmente só encontrados nos
aluviões de 18 e 28 ordem;
b) - Testar o emprego do cobre solúvel, como um método de prospecção que normalmente
vem sendo aplicado, em estudos similares, em outras regiões.
Na ocorrência de Murcho, as amostras foram coletadas em pequenos e médios tributários
(drenagens de 38 e 28 ordens). Nos menores tributários, dada a inexistência de níveis argilosos,
realizou-se a amostragem, a título experimental, coletando-se o material argiloso acumulado
sob blocos de rocha que não incomumente se encontram, ligeiramente soterrados, no curso principal
desses córregos. Para os tributários médios, tanto em Murcho como em Chico Ferreira, adotou-se a
técnica de amostragem já testada por Ladeira et alii (op. cit.), amostrando-se o nível mais argiloso
dos aluviões, no curso principal dos riachos que drenam as áreas.
Cobre total
As análises para cobre total foram realizadas na fração natural da amostra, inferior a 80
mesh, através da abertura com K2S207'
Para a área de Murcho, os teores de cobre total, representados na Figura 1, variaram de
25 a 300 ppm, sendo que os valores de 25 ppm (amostras 1110-10-19 e 20) situam-se a montante da
ocorrência cuprífera, fora da influência da fonte mineral. Os valores anômalos
.
situaram-se acima de
62 ppm.
Para a ocorrência de Chico Ferreira, os teores de cobre variaram de 18 a 375 ppm. Nesta
área, valores em torno de 25 ppm são normais nos sedimentos não influenciados pela fonte mineral,
como pode se constatar nas amostras 1110-ID-55a à 62a, exibidos na Figura 3, confirmando os
dados obtidos em Murcho. O limiar para esta área situou-se, também, em tomo de 62 ppm.
Em ambas as áreas, a zona anômala persistiu a jusante da fonte mineral por aproximadamente
600 m rio abaixo, com valores superiores a 60 ppm de Cu t. Entretanto a distribuição
das maiores concentrações anômalas não persistiu rio abaixo, além dos 250m de extensão (Fig. 1 e
3).
Cobre solúvel
As análises para cobre solúvel foram realizadas na fração natural da amostra inferior a
80 mesh, mediante a extração do cobre a frio, por solução de HCl1:1.

--
Rlpr"lntoçõo Qráflco dI cobre
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DELGADO, BRUNI, SOUZA
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I ppm) lppm) I Pplll )
1110 - ID - 11 50 1110-10 - 28 75 1110. ID - 740 50
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'- 680
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"
" -780
. -790
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300
250
250
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62
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"
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..
"
"-690
"-700
. 710
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Y
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I
I
6101. Inócio DIIQodo
N.V.
" - 29 62 . . -750 100
Fig, 1 - Prospecção Geoquímica de Orientação Através da Amostragem dos Sedimentos Fluviais Ativos
da Ocottência de Cobre de Murcho.
223

224 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
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" -18 10 -29 /5 " -750 /5
"-19 5 -65 15 " -760 10
~20 5 66 12 " -780 15
"-
21 12
" -670 20 " -790 18
" -22 15 " - 680 /5
" -800 20
"-23 15 " - 690 10 " -lia 25
"-24 15 " -700 15 "-820 25
1~23 15 " -710 8 " - 830 /5
"-26 30 " -'720 18 " -850 20
"-27 20 " -730 12 "- 8110 /2
"
N.V.
6101. Ináclo Dtlgodo
Fig..2 - Prospecção Geoquímica de Orientação Atra~ da Amostragem dos Sedimentos Fluviais
Ativos da Ocorrência de Cobre de Murcho.

DELGADO, BRUNI, SOUZA 225
Para a área de Murcho, os valores de cobre solúvel, representados na Figura 2 variaram
de 5 a 30 ppm. A partir de 15 ppm os teores podem ser considerados anômalos e abaixo de 10 ppm
caem na faixa de variação normal do background.
Para a área de Chico Ferreira, a variação dos valores de cobre solúvel, representados na
Figura 4, foi de 5 a 38ppm. ° limiar situou-se em torno de 15ppm, concordante com os resultados de
Murcho.
Níquel
As análises para níquel foram realizadas na fraçâo natural da amostra inferior a 80
mesh, mediante abertura com solução de K2S207'
Observando-se a distribuição do níquel com relação às oconências de cobre constatou-se
que os valores mais elevados têm distribuição errática ao longo do curso dos riachos e não se situam
necessariamente a jusante da fonte mineral. Este fato poderia, apriori, contra-indicar o níquel como
elemento a ser analisado neste tipo de proposição.
Entretanto, a população de níquel com teores dominantemente altos, poderia represen.
tar uma população totalmente anômala, relacionada aos corpos máfico-ultrámaficos de Murcho e
Chico Ferreira. Mais tarde, com as análises sistemáticas de níquel, nos sedimentos amostrados,
comprovou-se esse fato, sendo a população de níquel com teores mais elevados (da ordem de 50 pp.
m) característico da presença de rochas máfica-ultramáficas.
Esta observação pennitiu que freqüentemente se utilizasse as anomalias, estatísticas,
de níquel, relacionadas às anomalias de cobre, nos sedimentos amostrados, como uma associação de
grande valor.
A relação Cu ex/Cu t (Tab. 1) é mais baixa nos riachos menores (drenagem de 3&ordem).
Esse fato pode ser explicado devido a uma dispersão singenética do cobre nos primeiros
TABELA 1
Concentrações de cobre e níquel em sedimentos de corrente na ocorrência de Murcho.
Amostras de sedimentos a jusante do Cu t Cu ex Cu ex/ Ni
corpo mineralizado. (ppm) (ppm) Cu t (ppm) Observações
(anômalo) %
1110-ID- 26 perto da mineralização 175 30 17 60
27 70m rio abaixo 88 20 22 60 Riacho médio
28 180m rio abaixo 75 18 24 50 ( drenagem de
29 250m rio abaixo 62 15 24 45
65 300m rio abaixo 62 15 24 50 2' ordem)
66 360m rio abaixo 38 12 31 60
1110-ID- 80
79
78
68
67
perto da mineralizaçã'o
perto da mineralização
60m rio abaixo
210m rio abaixo
240m rio abaixo
250
250
300
150
150
20
18
15
15
20
8
7
5
10
13
60
80
60
70
60
Riacho pequeno
( drenagem de
3' ordem)
85
86
300m rio abaixo
360m rio abaixo
175
100
20
12
11
12
55
60
Amostras de sedimentos a montante
Riacho médio
do corpo mineralizado. (Background)
1110-ID--19
1110-ID-20
25
25
5
5
20
20
60 (? )
50 (? )
( drenagem de
2' ordem)
..
Cobre determinado mediante abertura da amostra com K2S207.
Cobre determinado mediante extração cOm HCl 1:1
Todas as determinações foram feitas a 80 mesb.

226 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
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I
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N9 DA AMOSTRA COBRE TOTAL N9DA AMOS TRA COBRE TOTAL tl-'DA AMOSTRA COB~E TOTAL
(ppm) (ppm) ppm)
1110- ID - $ - 36 375 1I10-ID-$-45o 150 1110-ID- $-56a 25
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-37
62
. -38a 62
00
-46a 100 oo-57a 25
18
00
-58a 25
00 - 48a
00 - 390 62 . - 49a 25
00 - 59a
oo-40a 00 00
75
-50 a 18
- 60a 25
00
-41a /50 . -54a 25 - 62a /8
00 -43a 100 . -55a 25
oo-44a 62
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Representoçoo grofico de cobre ---
toUI em sedimentos fluvla" argilosos
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08t. 111
30 60 90 120 lISO 3711
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Ponto de amostragem elo respectivo número
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Ge'õr lnácla Delgado
Fig. 3 - Prospecção Geoquímica de Orientação Através da Amostragem dos Sedimentos Fluviais
Ativos da Ocorrência de Cobre de Chico Ferreira.
25

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I
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I
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Ocorrencio d. Cobre
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DELGADO, BRUNI, SOUZA
N9 DA AMOSTRA COBRE SOLÚVE N9 DA AMOSTRA COBRE SOLÚVEL ~DAAMOSTRA COBRE SOLÚVEL
IpplII} IpplII) IpplII)
1110 - ID - $-36 15 1110-ID -$ -440 12 1I10-ID-$-550 8
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nÚM'ro
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"
"-37 15 "-450 38 11-560 8
"-38 10 "- 460 25 1"- 570 8
"-390 10 " -480 8 "-580 8
1'400 10 "-490 4 "-590 5
"- 4Jo 25 "-!SOa 10 "-600 8
"430 30 '-540 10 !620 8
,,
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N.v.
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I
I
I
I
I
I
I
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6.;;:--/IIG8Io D.190do
Fig. 4 - Prospecção Geoquímica de Orientação Através da Amostragem dos Sedimentos Fluviais
Ativos da Ocorrência de Cobre de Chico Ferreira.
I
1
I,
I,
I,
I
I /
227

228 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
TABELA 2
Concentrações de cobre e níquel em sedimentos de corrente na ocorrência de Chico Ferreira
Amostras de sedimentos a jusante do
** *** Cu ex/
corpo mineralizado. Cu t Cu ex. Cut Ni Observações
(anômalas) (ppm) (ppm) % (ppm)
1l1O-ID- 36 Perto da mineralização 375 15 4 50 Riacho médio
41 80m rio abaixo 150 25 16 75
43 150m rio abaixo 100 30 30 85 (drenagem de
44 230m rio abaixo 62* 12* 19* 70
45 280m rio abaixo 150 38 25 90 2!l ordem)
46 350m rio abaixo 100 25 25 55
Amostras de sedimentos a montante
do corpo mineralizado. (Background)
Riacho grande
1l1O-ID- 58 25 8 32 35 (?)
59 25 5 20 60 (? ) drenagem de
60 25 8 32 30 (? )
62 18 8 44 35 (? ) l!l ordem)
Amostra provavelmente contaminada por material da barreira do riacho.
Cobre determinado mediante abertura com K2S207.
... Cobre determinado mediante extração com HCI I :1.
Todas as determinações foram feitas a 80 mesh,
estágios de erosão (o corpo aflora apresentando uma disseminação de sulfetos), ou, o que é mais
provável, a maior acidez do pH próximo da zona de sulfetos, hipótese reforçada pelo fato da relação
Cu.ex/Cu.t aumentar com a distancia da fonte mineral. Na ocorrência de Chico Ferreira, a relação
Cu.ex/Cu. t também diminui ao se aproximar da mineralização, caindo até 4 % (Tab. 2).
Conclusões estraidas dos estudos orientativos
1) - Ratificando as afirmativas de Ladeira et aJii (1969), a amostragem dos sedimentos
de corrente funciona perfeitamente como método geoquímico de reconhecimento para cobre, no vale
do Rio Curaçá, desde que seja amostrado o nível apropriado dos aluviões, que no caso deve ser o
nível argiloso, encontrado normalmente sobre as drenagens de 18 e 28 ordem. Para os pequenos
tributários a amostragem deve se processar sobre os sedimentos argilosos acumulados junto e
abaixo dos blocos de rochas que se encontram soterrados no curso desses córregos.
2) - Os valores de cobre total e cobre solúvel apresentam contrastes bem acentuados
próximo às ocorrências cupríferas, atingindo, para cobre total, até 15 vezes o valor do background
de Cu t e, para cobre solúvel, até 7 vezes o valor do background de Cu ex. Em que pese o menor
contraste, o cobre solúvel apresentou maior dispersão ao longo do curso dos riachos, favorecendo a
sua aplicação como método de reconhecimento geoquímico, com os valores anômalos persistindo rio
abaixo até 700 m distante da fonte do metal;
3) - Em função da dispersão do cobre ao longo dos sedimentos ativos, concluiu-se que o
intervalo de amostragem não deve ultrapassar 250 m. A escolha desse espaçamento permite que nas
zonas anômalas, detectadas pelo reconhecimento geoquímico, pelo menos duas amostras apresentem
valores altos. Isto.diminui, em escala de probabilidade, a interpretação de anomalias devido a
erros isolados de amostragem ou analíticos.
4) - Há um evidente processo de diluição dos valores geoquímicos quando um tributário
desagua em outro. Este fenômeno pode conduzir ao desaparecimento completo de uma anomalia
geoquímica, dependendo do volume dos aluviões de determinados riachos que drenam a região.
5) - Com base nos trabalhos orientativos, estimou-se os seguintes valores de background
e threshold para os pequenos e médios tributários (drenagens de 38 e 28 ordem).
Elemento analisado Background Threshold
(ppm) (ppm)
Cobre total
Cobre Solúvel
25 60
5 15'
-- ---

DELGADO, BRUNI, SOUZA 229
Para os tributários maiores (drenagens de 1 & ordem), estimou-se os limiares de 50 ppm
para cobre total e 10 ppm para cobre solúvel.
6) - Em termos econômicos, apesar da densidade elevada de amostragem para o reconhecimento
geoquímico (conclusão chegada em função dos estudos orientativos), o número de
amostras de sedimentos necessários para cobrir uma determinada folha ainda é 5 vezes. menor do
que se a amostragem se processasse sobre o solo residual.
ESPECIFICAÇOES T:€CNICAS
A amostragem sistemática obedeceu a seguinte orientação técnica:
1) . Amostragem dos níveis argilosos dos aluviões no centro do canal
riachos, correspondente às drenagens de 1
principal dos
& e 2& ordem;
2) - Amostragem do material fino acumulado junto ou sob os blocos de rochas ou
afloramentos, encontrados nas drenagens de 3&ordem ou inferiores (4&,5&, etc);
3) - Coleta de amostras a intervalos aproximadamente iguais a 250 m;
4) - Coleta de material próximo à confluência dos tributários para análise dos problemas
de diluição e barreiras geoquimicas (Hawkes e Webb, 1962).
As análises foram realizadas na fração natural da amostra, inferior a 80 mesh, para
cobre total (teste colorimétrico pela 2.2 biquinolina com abertura pelo K2S207); cobre solúvel
(colorimétrico com abertura pelo HCI1.1) e níquel (colorimétrico pela 2.furildioxina com abertura
pelo K2S207)'
Os erros analiticos e de amostragem aparecem insignificantes, em termos práticos, não
acarretando maiores problemas a interpretação geoquimica.
Foram adotados os critérios estabelecidos por Garret (1969) para estimativa dos erros,
utilizando-se para isso o resultados referentes a cerca de 50 sítios prospectados, com coleta de
amostras de rotina e replicata.
A variância combinada, analítica e de amostragem, foi determinada pela equação:
N
\rSA 2 = ~ Li
= 1
("u
onde V SA 2 é a variânciacombinada analítica e de amostragem.
Xu. é o logritmo do valor para a amostragem
Xu. é o logar.ítimo do valor para a amostra de rotina.
X2i é o logarítimo do VJIlorpara a amostra replicada.
N é o número de replicadas.
A variabilidade total dos dados foi computada pelo método usual.
N
f( D2=~ ~ (Xli_XI)2
\I N-I
i-I
onde V' D2 é a variância dos dados
2
Foi registrado para F = 1T2D/ fT2SA (expressão do significado da variância do con.
junto comparada ao erro inerente ao método de coleta e análise das amostras) valor superior a 4.0,
evidenciando que os erros detectados são praticamente insignificantes (Garret. 1969), enquanto
que o grau da precisão analitica e de amostragem situa-se na faixa de confiança (p 1.0) estimada
pelos cálculos para os resultados obtidos nas análises do sedimento.

230 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
.....
BOM Ct:SPACHO
MINIsmRlO DAS MINAS E ENERGIA
DEPARTAMENTO NAOONAL DA PRODUÇÃO MINERAL
SC'''.Y-D-J.SO ... .....
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DlAIIO CEI"A.. .. Ir
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PROJElO COBRE -CURAÇÁ
REPRESENTAÇÃo GRÁ'ICA DOS VAL.ORES DE
COlRE TOTAL DOSADO EM AMOSTRAS DE
SEDIMENTOS ATIVOS COLErADAS NOS RIA-
CHOS DA FOLHA DE BOM DESPACHO
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1171
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VACA
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CÁLCULOS ESTATlsTICOS 00 BACKGROUND E THRESHOLD
HOltlZOflTAL - VÉIITICIEI ..
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1O..çio TlLUII08É 11nCA r
T'I".'ULAÇio
TED
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Iuw. SLOT.
Para a interpretação dos dados geoquímicos que englobaram mais de S.OOQamostras
constituindo cerca de 9.00Q determinações (cobre totai, cobre solúvel e níquel), além do parâmetros
já est!lbelecidos com os estudos orientativos procedeu-se um tratamento estatístico, convencional,
dos dados. Nesse processamento adotou-se os seguintes critérios:
1) - Separação das diversas populações geoquímicas em função das unidades litológicas
individualizadas no mapeamento geológico, utilizando-se para este fim, os divisores de água que

limitam aproximadamente essas associações em população geoquímica:
da unidade Arapuá.
da unidade Bom Despacho.
da unidade Mary.
da unidade Serra da Barriguda.
das rochas granitóides.
DELGADO, BRUNI, SOUZA 231
2) - Análise do tipo de distribuição de cada uma das populações alvos, através de bistogramas
e gráficos de freqüência acumulada plotados em papeis de probabilidade contra escalas
....
...
BOM OESPACHO
5C-24-Y-0
-3'
50
MINIsmRIO DAS MINAS E ENERGIA
DEPARTAMENTO NACIONAL DA PRODUÇÃO MINERAL
f[C.CO . . OUIADO Ie'ÓLOIOJ
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PROJETO COBRE - CURAÇÁ
REPRESENTAÇio GRÁfiCA DOS VALORES DE
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CHOS DA fOlHA DE 10M DESPACHO
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--

232 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Fig. 7 - Histograma de Freqüência e Gráfico de Probalidade
para Cobre Total em Sedimento Ativo - Unidade
Mary.
X ZI Zr
ND-10 54,01
ao -40 44,1:1
j 40-10 TO _,52
~80- 80 ,. . I,"
....
..
10-100 0,41
..
100 .11:0
0,81
C '0
~110-140 0.8'
.. r40-'80 0,.0
>::1
2 110-'80 0,.0
..
180-100
0,10
..
..
40
L.. X ZI Zr Z..
0,_-0,_ tO .... ....
'0
0.8-1,1: ... ",44 51,80
1,1 -1,1 ,.. II.S' '1,47
I~ -I,' ,o. 11..87".44
50 1,1
-
1,1 U .... ",SI
J
1,1- 1.4 - H._
.,
C
.... i = 29 ppm
..
.. X+2S= 80 ppm
i
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..
::: 10
ar,
....
o aNO 10 CI 10
,
..
.0
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'0
O.'
VALOR DE CO."E TOTAL (,,1ft)
( )
eu
0,01 , 10 .0 .. '00 toa
LIMITES DOS INTERVALOS DE CLASSE (,plft eu)

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.0
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..
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o
W
o
120
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80
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W
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8
'"
...
~::::i
20
o
2
DELGADO, BRUNI, SOUZA 233
aritmética ou logaritmica;
3) - Cálculo do background (média aritmética ou geométrica) em função da distribuição
das populações (normal ou log-normal);
4) - Cálculo do limiar (threshold), nas populações simples, considerando o background
mais duas ou três vezes o desvio padrão;
5) - Em casos de mistura de populações, cálculo do threshold em função da média e
desvio padrão estabelecidos a partir da provável população do background, conforme os ensinamentos
de Andrews-Jones (1968).
A maioria das populações mostraram tendência a seguir uma distribuição log-normal.
Exemplifica-se esse fato na população de cobre total da unidade Mary. O histograma (Fig. 7)
mostra uma cauda bastante alongada, apresentando uma tendência central bem mais pronunciada
quando plotado em escala log-normal. Os valores de freqüência acumulada em papel de log-prohabilidade
se dispõem seguindo uma linha aproximadamente reta (Fig. 7).
A unidade Bom Despacho constitui uma população geoquímica que tende para uma
distribuição normal. O gráfico de freqüência acumulativa para cobre total (Fig. 8) mostra uma
inflexão em torno de 70 ppm, e a curva é típica de uma mistura de duas populações. O histograma
mostra uma pronunciada tendência central em tomo de 40 ppm e uma possível segunda população
de valores anômalos, acima de 80 ppm. A distribuição normal dos valores de cobre total é então
comprovada pelo gráfico de freqüência acumulativa (Fig. 9) em papel de normal-probabilidade, dos
valores separados que constituem a população ckJbackground.
Na Tabela 3 apresenta-se os valores de background e threshold das diversas populações
geoquímicas, calculadas estatisticamente. Nota-se que o 10 limiar (threshold) calculado como Rendo
o background mais duas vezes o desvio padrão se aproxima essencialmente dos valores anômalos
COBRE TOTAL (ppm)
10
I
20
I I
50 40
X Zi Zr Zoe
NO- 20 8 4,65 4,65
20- 40 87 50,58 55,23
40-60 62 36,04 91,27
60 -80 4 2,32 93,59
80-100 2 1,16 94,75
100-120 6 3,48 98,23
140-160 3 t,74 99,97
X = 43 ppm
X + 2 S = 89 ppm
10 70 10
'0
'0
FREQÜENCIA ACUMULATlVA (%) EM ESCALA DE PROBABILIDADE
,
.
..
,
..
, I
'9,' 9',9
Fig. 8 - Histograma de Freqüência e Gráfico de Distribuição da Freqüência Acumulativa para Cobre Total
em Sedimento Ativo Unidade Bom Despacho.

234 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
obtidos nos estudos orientativos.
.U
10
70
e .. 60
..
X ZI Zr Zoe
tO-20 7 4.37 4,37
20-30 . 29 18,12 22,49
30-40 ~8 36,2~ ~7,74
40- 50 38 23,7~ B2,49
~0-60 24 1~,OO 97,49
70-80 4 2,~0 99,99
X ,
39 ppm .0
X+ 2S'63ppm
APRESENTAÇÃO DOS RESULTADOS
A preparação dos mapas geoquímicos de aluvião obedeceu a critérios bastante simples,
por se tratar de um único tipo de amostragem. Foi estudado um modelo de representação gráfica
para cobre total, cobre solúvel e níquel, em que fosse visualizado o máximo de variações dos valores
de background e threshold, a fim de facilitar a interpretação dos dados geoquímicos.
Foram preparados 3 mapas geoquímicos (cobre total, cobre solúvel e níquel total) para
cada folha amostrada, totalizando 21 mapas de representação gráfica de teores geoquímicos. Para
ilustração serão apresentados neste trabalho os mapas confeccionados para a folha de Bom
Despacho.
Em cada anomalia geoquímica foi delimitada uma área que corresponde à área de
influência da anomalia, considerando-se para isto, os divisores de água que circundam os riachos,
com teores elevados.
A superposição das áreas de influência das anomalias de cobre total, sobre solúvel e
níquel, de cada folha amostrada, acha-se representado em plantas, exemplificado na folha de Bom
Despacho, com a indicação dos alvos para prospecção mais detalhada.
A importância de cada alvo prende-se, inicialmente, à superposição das anomalias de
cobre total, solúvel e níquel; à intensidade dos valores anômalos e a sua distribuição ao longo do
curso do rio.
'"
(/)
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'" ..J .0
U
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~
a:
'" I-
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o
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o 10 20 30 40
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60 70 10
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z
10
'"~ .0
o
'"o:
...
'0
o 01020'°4050607080
FREQÚENCIA ACUMULATIVA (%) EM ESCALA DE PROBABILIDADE
C08RE TOTAL (ppm)
.. te ti 99,9 99,99
Fig. 9 - Histograma de Freqüência e Gráfico de Freqüência Acumulativa para Cobre Total em Sedimento
Ativo. Unidade Bom Despacho.
".'

Folha de Bom Despacho
População Cobre total Cobre Solúvel Níquel
Litologias principais
I
das unidades Background Threshold (ppm)
Background Threshold (ppm)
Background Threshold (ppm)
ppm
ppm
ppm
Geoquímica
LI 12
LI L2
LI L2
Unidade Biotita-gnaisse,
quartzo-feldspato 20 65 117 3 10 18 10 42 85
Arapuá gnaisse, anfibolito.
Unidade Calcosilicatadas,
Bom
Despacho
anfibolito, granada
gnaisse
43, 39" 89,63
"
Biotita-gnaisse
Unidade migrnatizado,
MARY corpos máficos
ultramáficos.
22 80 150 4
112,75" 7, 6" 13,1 I" 16,13" 23 55 71
13 23 14 42 71
Rochas Granitos, gnaisse
sieníticos, gnais- 18 40 60 3 8 14 6 24 47
granitoides ses porfiroblásticos.
Unidade
Serra da
Barriguda
Granulitos
DELGADO, BRUNI, SOUZA 235
É apresentado o modelo de interpretação dos dados de prospecção nos sedimentos de
corrente da folha de Bom Despacho, selecionada para ilustração desse trabalho.
No centro da folha aparece uma grande zona anômala para cobre solúvel onde figuram
áreas mais restritas de anomalias de cobre total e eventualmente níquel. Outras anomalias foram
interpretadas na porção SE da folha.
Os alvos S-6, S-7 e S-9 apresentam as melhores indicações geoquímicas, devidos a
superposição das anomalias de cobre total, solúvel e níquel. Os trabalhos de prospecção detalhada
sobre estes alvos apresentaram os seguintes resultados:
10) - No Alvo S-6 confirmou-se uma ocorrência de cobre caracterizada na superfície por
malaquita e azurita, associada a rocha anfibolítica alterada. Esta ocorrência já erá conhecida da
equipe técnica da Caraiba Metais S.A., que havia executado trabalhos de sondagem no local, razão
porque não se executou nenhum trabalho adicional, de pesquisa.
2) - O Alvo S-7 está localizado na faixa de quartzo-feldspato-gnaisses com intercalações
abundantes de calcosilicatadas, anfibolitos e quartzitos gnaissificados, a qual no mapeamento
geológico na escala 1:25.000 foi individualizada como unidade Bom Despacho. Na prospecção
geoquímica em solo residual, realizada sobre o alvo, foram representados valores de 250, 1.300 e até
1.400ppm de cobre, ao longo de um trend N -S com 1.000 m de extensão. A paralização dos trabalhos
do projeto impediu que se continuasse a pesquisa no lc.cal.
3) - Os levantamentos geológico-geoquimicos realizados no Alvo S-9 (Alvo de
Suçuarana) proporcionaram resultados altamente significados, tendo sido caracterizada uma
extensa faixa NS p;eoquímicamente anômala, correspondente a um corpo de anfibolito com zonas
estreitas de biotitito, impregnadas de malaquita e azurita. A cobertura residual das litologias
encaixantes: quartzo-feldspato gnaisse e biotita gnaisse, revelam fracos teores de cobre, contrastando
com os altos teores no solo máfico onde registra-se um halo anômalo de 1.000ppm de cobre,
envolvendo uma área de (300 X 75) m. Algumas trincheiras abertas na zona geoquimicamente mais
significativa atravessaram uma faixa de biotitito (e/ou c1oritito) localizado na base do corpo anfibolítico,
com espessura média de 3 m, mÍneralizada com malaquita e azurita.
TABELA 3
Valores de Background e Threshold, cálculos estatisticamente, nas diversas populações geoqu(micas.
Valores calculados em função da 'população do background.
L1 =
L2
'"
threshold
threshold
(lP limiar) = background
(2!> limiar) = background
+ 2 X desvio padrão.
+ 3 X desvio padrão.
26 90 166 3 6 8 6 13 16

236 ANAIS 00 XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Cumpre observar que este corpo de anfibolito não havia sido mapeado na escala
1:25.000 devido a extensa zona de aluviões que o circunda, descaracterizando a tonalidade fotogeológica.
A suspensão dos trabalhos de pesquisa impediu que se chegasse a conclusão quanto a
potencialidade da área.
Na área total pesquisada
Áreas já comprovadamente mineralizadas como a jazida de Caraiba, os depósitos de
Lagoa de Mina e Cercado Velho (Fig. 10) e diversas ocorrências cupríferas já conhecidas, foram
caracterizadas por anomalias geoquímicas, nesta prospecção de reconhecimento, comprovando a
eficiência do método na seleção de áreas prospectáveis.
,.
,4---
/'
:: / ~ Fig. 10 -REPRESENTAÇÃO GRÁFICA DOS TEORES
~ DE COBRE TOTAL DOSADOS EM A.OS-
(
... ". 1.. TRAS DE SEDIMENTOS DE CORRENTE CA-
.
':::::. .. RACTERI,zANDO ANOMALIA QUE ENVOLVE
: OS DEPOSITOS DE LAGOA DA .lU E
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VELHO.
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I
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9" ". -- I I I I I
} J V

DELGADO, BRUNI, SOUZA 237
3) - Em apenas duas dessas 8 áreas anômalas foram executados trabalhos de geofísica
através da polarização induzida, magnetometria terretre (campo total) e AFMAG, tendo-se comprovado
anomalias geofísicas em ambas as áreas;
4) - Em apenas uma das anomalias geofísicas foi executado um furo de sondagem,
antes de encerrar as atividades do projeto, tendo-se comprovado disseminação de sulfetos (calcopirita,
pirita e pirrotita), embora de baixo teor de cobre.
CONCLUSÃO
1) - A caracterização geoquímica das áreas mineralizadas j~conhecidas, como jazida de
Caraiba, os depósitos de Lagoa da Mina e Cercado Velho, as ocorrências de Arapuá e Bom
Despacho e, os resultados até então alcançados com a evolução dos trabalhos de prospecção nos
alvos selecionados, comprovam a eficiência do método na seleção de áreas prioritárias para a pesquisa
de cobre, no distrito cumprífero do Rio Curaçá.
2) - As especificações técnicas usadas no trabalho, como: amostragem do nível mais
argiloso dos aluviões: espaçamento de 250 m entre os pontos de amostragem; análises de cobre
total, solúvel e níquel; mostraram-se tecnicamente adequadas. Entretanto, em futuros trabalhos de
pesquisas sobre áreas similares, as análises de cobre solúvel podem ser suficientes para a detectação
de anomalias geoquímicas para cobre, em sedimentos de corrente, sendo dispensável as análises de
cobre total, o que implica numa redução dos custos da pesquisa.
3) - A técnica estatística mostrou-se adequada, como guia disciplinar na caracterização
de valores de background e threshold para cada associação litológica individualizável, tendo-se
constatado que o threshold, calculado como o background somado a duas vezes o desvio padrão,
apresenta uma coincidência absoluta com os limiares obtidos nos estudos orientativos.
BIBLIOGRAFIA
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GEOLOGIA E GEOQUÍMICA DE SEMI-DETALHE
DO MACIÇO MÁFICO-ULTRAMÁFICO,
MANGABAL I, SANCLERLÁNDIA, Go
MARCELO JOSÊ RIBEIRO*, AMADEUS ACHILES PFRIMER*,
CARLOS MARANHÃO GOMES DE SÃ*
ABSTRACT
The authors studied an area of about 25 km2 from Mangabal I mafic-ultramafic Massif, SanclerlAndia townsmp, Goias State,
Brazil. The work consisted of geological mapping on the 1:15.000 scale and semidetailed geochemical prospecting. The mafic.ultramafic Complex
is represented by mafic rocks widely differentiated (gabbro, norite, hiperite, olivine norite, and troctolite) and ultramafic rocks intensively
affected by transformatioDs.
In that area the biotite hornblende gneisses of the Basement Complex of Goms prevai! widely and are overlain by biotite muscovite
gneisses and gamet muscovite shists.
Rock and soi! samples were analysed for nickel, copper and cobalt and the resulta pointed out two nickel and copper anomalous
areas.
The comparison of the geochemical data with those of the others mafic-ultramafic Complex, pointed out the economic interest
for nickel and copper in the studied area.
HISTÓRICO E LOCALIZAÇÃO
O maciço de Mangabal I foi reconhecido e delimitado pela primeira vez, na escala
1:60.000, em 1969 (Dannietalii, 1973).
O corpo está localizado a 8 km a sudeste da cidade de Sanclerlândia e é cortado pela
estrada Sanclerlândia-Anicuns, (Fig. 1). Ê parcialmente limitado pela Serra do Mangabal, denominação
local da Serra de São Luis, donde o nome adotado (Danni,op. cito p.189); com a descoberta
de outro corpo imediatamente a sudoeste deste, passou-se a nomea-Ios Mangabal I e Mangabal
lI, respectivamente.
GEOLOGIA REGIONAL E DO MACIÇO DE MANGABAL I
O maciço acha-se limitado pelo arco formado pela Serra de Mangabal (limite W e N), por
gnaisses regionais (limite E) e por gnaisses regionais e xistos magnesianos (limite SI.
A Serra do Mangabal é formada basicamente por granada-moscovita xistos (onde a
granada mostra em afloramentos, o aspecto peculiar desta litologia, com porfiroblastos, idiomórficos
de até 2 cm, salientes na superfície), contendo intercalações de quartw-granada xistos em
formas lenticulares. Subordinadamente são ainda encontrados biotita-moscovita xistos ou biotitaxistos,
granatíferos ou não. Esta litologia mergulha com ângulos bem acentuados (400.500), seja
para SE, seja para S, em função do arqueamento estrutural da Serra.
Para norte e oeste da Serra, é encontrada uma estreita faixa de biotita-moscovita
gnaisses finos, localmente com granada, concordantemente sotopostos aos xistos granitíferos.
Constituem junto com os granada-xistos um apertado sinclinal. Na área mapeada há uma passagem
gradual entre esta litologia e os xistos da Serra, evidenciando uma faixa de transição constituida de
gnaisses mais granatíferos, com empobrecimento gradual dos feldspatos potássicos e também
*METAGO

240 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
50"15'
Fig. 1- Mapa de Localização
gradual aumento das faixas micáceas; a textura toma-se mais xis tosa. Esta passagem é melhor
observada no flanco NW da Serra do Mangabal (entre esta e o maciço, não são encontrados afloramentos
de biotita-moscovita gnaisses fino I, (Fig. 21.
Ao sul de Mangabal I, ocorre uma seqüência de xistos sem granada, sobrepostos aos
gnaisses regionais, formados por biotita-xistos, no qual estão intercalados xistos magnesianos;
clorita-xistos, actinolita-xistos, tremolita-xistos e xistos resultantes das combinações dos três
principais minerais; nota-se ainda pequenas lentes de talco-xistos e de anfibolitos.
Os gnaisses regionais são representados por biotita-gnaisses e biotita-homblenda
gnaisse, migmatíticos, localmente com granada, com lentes de plagioclásio anfibolitos. Nas
adjacências do maciço, principalmente no contato sul, o gnaisse é muito amarrotado, o que poderia
ser uma conseqüênci~ do deslocamento intrusivo do corpo.
O maciço de Mangabal I tem uma forma arredondada, (com o diâmetro de cerca de 4
kml, seccionada no seu limite sul pela falha do Córrego Fundão onde os gnaisses encaixantes e os
xistos magnesianos são orientados quase perpendicularmente à falha com mergulho para W. A
oeste o contato é encoberto e os gnaisses regionais estão topograficamente mais elevados que o
corpo. A leste e norte do maciço onde o contato é direto, aparecem homblenda-gnaisses (homblenda,
andesina, quartzo, feldspatos potássicos e epidotol, sendo este contato coberto na porção NW,
onde os granada-xis tos da Serra são encontrados a pequena distância dos gabros de Mangabal I (a
cerca de 30 ml; nesta parte, são encontrados xistos a cloritóide e níveis quartzosos ricos em granada
e cianita. As observações de campo indicaram claramente que as rochas do maciço não estão em
contato direto com os granada-xistos; entre ambas as litologias ocorrem sempre os homblendagnaisses
já descritos.
O corpo de Mangabal I é diferenciado, ocorrendo rochas máficas (gabros, noritos,
troctolitos, etcl e ultramáficas (dunitos e peridotitos talcificados e serpentinizados, piroxenitosl.
Grande parte do maciço é coberto por espessos solos com vegetação bem desenvolvida, sendo os
afloramentos encontrados nos flancos norte, leste e sul, na quebra do relevo. Na maior parte do
corpo, as exposições de gabros estão sob a forma de boulders semi-afloramentos em meio ao solo
vermelho. Notável é a seqüência de afloramentos na porção norte do maciço, cortada pela estrada
Sanclerlândia-Anicuns; os afloramentos das rochas ultramáficas estão restritos ao vale do Córrego
Fundão, (Fig. 21.
No meio dos gabros, duas ocorrências de magnetita titanífera são observadas, em
afloramentos restritos, tendo o maior deles 5 X 10 m; estas deverão ser objeto de posterior estudo
de detalhe.
As evidências estruturais sugerem a interpretação do corpo Mangabal I, como sendo um
lopolito (Fig. 2, A-BI. A situação das encaixantes (gnaisses regionais com os granada-xistosl,
N

~ .....
......... ........
lliililiill .........
mmBmI
RIBEIRO, PFRIMER, GOMES DE SÁ 241
Serro do Mangobol
--
CONVENÇOES
CROSTA LATERínCA /--."" Contato inferido
ROCHAS MAFICAS: gabros,noritos,hiperitos,
olivina-noritos I troctolitos.
ROCHAS ULTRAMÁFICAS: dunitos,peridotitos.
piroXtnitos transformodos.
~ XISTOS MAGNESIANOS: talco-actinolito-
A 1\ /to xistos-tolco -clorita xistostc/núcleos
de talco xistoe lentes de anfibolitos.
D
""ICAXlsms. biotita-muscovita xistos e
muscovito-biotita xis'os c/ou s/gronada,
ti intercalações de Quartzoxi'3tos e
bioti1c- muscovito Qnoisses finos na ba se.
HORNBLENDA GNAISSES: biotita-hom
bllndo gnoisses e epidoto- hornbllndã
gnoisses migmatíticos, localmente c/
granado e níveis de plaOiclósio onfi-
bo lito.
Fig. 2- Mapa de Corte Geológico do Maciço Mangaball
/"-- Contotodefinido
_-- Folha
>--
.=====
Atitude do comodo
Estrado
/ Caminho
Drenagem ~
D... : Alexondre Coeta
N. V.

242 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
proporcionam esta idéia; as medidas realizadas mostram que estas litologias mergulham contra o
maciço. As ultrabásicas que afloram as simetricamente no flanco sul da lente bicôncava. estão sob os
gabros. A cristalização do magma, levou a uma diferenciação e a formação de texturas magmáticas
que serão descritas na secção seguinte.
Os gnaisses a moscovita, biotita e granada os micaxistos granatíferos e os xistos magnesianos
são correlacionáveis por Danni et alii (1969), no Grupo Araxá; os biotita-hornblendagnaisses
migmatíticos são posicionados pelos autores como estratigraficamente mais inferiores e
provavelmente pertecem ao Complexo Basal (Almeida, 1967).
PETROGRAFIA
As rochas máficas mostraram-se em lâminas amplamente diferenciadas. Os seguintes
termos petrográficos foram descritos:
Gabros. macroscopicamente caracterizados pelos feldspatos de cor violeta. de granulação
média e geralmente pouco alterados. Ao microscópio apresentam plagioclásio labradorita
(An50-An52), os piroxênios diopsídio (varíedade diálaga) e raramente augita. O hiperstênio é
usualmente ausente ao contrário da olivina presente em todos os tipos de gabros. A hornblenda é
sempre de uralitização e entre os minerais secundários, observa-se a presença quase que constante
de epidotos (pistacita e zoisita). associados aos plagioclásios (saussuritização em graus variáveis).
A apatita e opacos são os minerais acessórios quase que constantes.
Noritos. caracterizados pela predominância do hiperstênio sobre o clinopiroxênio.
Aquele é sempre do tipo Bushveld (Hess e Phillips. 1938), com minúsculos cristais de clinopiroxênio
orientados segundo o plano (100) do ortopiroxênio (Fotomicrografia 1). Mesmo o raro hiperstênio
dos gabros é desse tipo.
Fotornicrografia 1 - Face (001) de um cristal de hiperstênio
tipo Bushveld com lamelas de exsolução segundo
os planos de clivagem (010), em gabro. (L.P.).
Hiperitos. apresentando quantidades aproximadamente iguais de orto e clinopiroxênios.
(hiperstênio, diopsídio e diálaga). sendo o hiperstênio do tipo Bushveld. Nota-se ainda a ausência de
quartzo e biotita nesta litologia.
Como nos referimos acima, a olivina está sempre presente nas litologias citadas. Em
alguns casos, um aumento da quantidade deste mineral leva à formação de variedades como olivinagabro
e olivina-norito. A olivina apresenta-se em cristais arredondados e com as fraturas preenchidas
por serpentinas e opacos. Normalmente há entre a olivina e o plagioclásio, a formação de
coroas quelefíticas. Neste caso, a coroa interna, em contato com o núcleo olivínico. é formada por
ortopiroxênio, que apresenta-se em pequenos cristais orientados perpendicularmente às bordas da
olivina: a coroa externa é formada por um anfibólio fibroso, com pleocroismo em tons verde-pálido e
por raros e pequenos minerais opacos. Intercrescimentos simpléticos de anfibólios e feldspatos são
ocasionalmente, observados. (Fotomicrografia 2).
A quantidade de minerais opacos nos gabros pode ser considerada normal, entre os
quais ocasionalmente são observados pequenos cristais de pirita, dispersos na massa rochosa. Em

RIBEIRO, PFRIMER, GOMES DE SÁ 243
um afloramento a pirita mostrou-se mais abundante, formando minúsculas lentículas de pequena
extensão (2 a 3 cm de comprimento por 0,5 cm de espessura).
Na maioria das lâminas confeccionadas, observou-se uma textura normal nas diversas
variedades de gabros; são rochas.homófonas, equidimensionais, onde os máficos raramente aparecem
agrupados, formando pequenas manchas que dão à rocha o aspecto pintalgado. Ao microscópio,
a textura granular hipidiomórfica é a mais comum, com forte idiomorfismo dos piroxênios em
relação aos plagioclásios.
Menos comumente, observa-se também" gabros onde a orientação dos constituintes
máficos
3).
e félsicos é nítida ao microscópio, como conseqüência de laminação ígnea (Fotomicrografia
Em alguns noritos e gabros -observa-se ao microscópio, um textura poiquilítica
(Fotomicrografia 4), com grandes cristais idiomórficos de feldspato, englobando inúmeros e pequenos
cristais arredondados de piroxênio (cumulus
-- , - ;- -~
~. : ",..
de ortopiroxênio).
Fotomicrografia 3 - Gabro. Observa-se cristais de piroxênio
e plagioclásio orientados evidenciando laminação
ígnea (L.N.).
Fotomicrografia 4 - Gabro, Plagioclásio (labradorita)
incluindo poiquiliticamente cristais de Ortopiroxênio.
(L.P.)
Finalmente, são encontrados a borda norte do maciço, afloramentos de um olivinanorito,
com estrutura traquitóide, onde apesar dos máficos constituirem apenas 20 % da rocha, a
mesma é absolutamente preta, devido a falta de coloração dos feldspatos. Ao microscópio observase
uma textura ofítica-coronítica, sendo o mineral predominante o plagioclásio labradorita (An55),
em cristais tabulares com uns poucos cristais zonados de núcleos mais cálcicos, predominando a
macia polissintética segundo a lei da albita, mas também são encontradas as da periclina e de
Carslbad. Este é seguido pela olivina e esta por piroxênio. Como acessórios ocorrem biotita e magnetita.
Há ainda anfibólio e espinela como minerais secundários.
Os contornos da olivina são a grosso modo idiomorfos, mas modificados por coroa
quelifítica no contato com o plagioclásio. Estas coroas são bastante largas e substituem tanto a
olivina quanto o plagioclásio.
O piroxênio-hiperstênio, ocorre nas coroas quelifíticas e intersticialmente nas áreas
deixadas pelos cristais de plagioclásio, tendo cristalizado assim com formas angulosas diversas
(fotomicrografia 5). Não há inclusões de qualquer desses constituintes minerais no outro.
A parte interna das coroas queli~íticas é formada por piroxênio, castanho pálido, quase
incolor. em pequenos grãos equidimensionais. A parte externa é uma simplectita muito fina, constituida
por agregados radiais de espinela e anfibólio fibroso.
As rochas ultramáficas apresentam-se amplamente transformadas, de tal modo que é
difícil o reconhecimento da litologia original. Macroscopicamente são rochas escuras, densas e
isótropas"Ao microscópio revelam-se uma massa constituida por serpentina (antigorita), tremolita,
clorita, talco, carbonatos e opacos, dentro da qual subsistem esparsamente restos de olivina, olivina
e piroxênio, ou ainda somente piroxênio (fotomicrografia 6). Cremos, pois, estar em presença de
antigos dunitos, peridotitos, (lherzolitos) e piroxenitos (websteritos), amplamente transformados,
sendo que esta última litologia era a mais abundante, ao julgarmos pela freqüência de rochas onde
os únicos relictos são os piroxênios (orto e clino).
--

244 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO OE GEOLOGIA
Fotomicrografia 5 - Cristais idiomorfos de plagioc1ásio
(labradorita), com ortopiroxênio cristalizado nos
espaços intersticiais. (L.P.).
QUADRO 1
Ni, Cu e Co em rochas Background e razão
entre pares de elemento
Litologia origem Nl*) Cu( * )
Co(* )
NijCu NijCo CujCo
Cabro Shaw, 1964 97 149 32 - - -
Cabro Crixás 112 189 128 0,57 0,87 1,65
Cabro Mangabal I 235 131 30 3,23 7,82 4,63
Serpentinito
Morro
Paraiso
Dunitos + Americano
Peridotitos do Brasil
Piroxenitos Americano
do Brasil
1.935 28 180 102,87 14,64 0,18
2.061 729 175 8,29 6,69 1,98
250 10 60 25,00 4,16 0,16
Dunitos + Manga bal I 1.269 196 169 6,13 8,34 3,12
Peridotitos
Piroxenitos Mangabal I 335 105 38 8,81 10,17 3,51
(*) Valores em PPM
ELEMENTOS TRAÇOS EM ROCHAS
Fotomicrografia 6 - Relictos de ortopiroxênio e olivina
imersos em uma massa de talco, tremolita, c1orita,
serpentina e opacos. (L.N.).
No Quadro 1 colocamos os valores do background do Ni, Cu e Co, e as razões entre os
pares de elementos referentes às rochas de Mangabal I e de outros maciços pesquisados pela
METAIS DE GOIÃS S/A - METAGO (gabros do RioCrixás, km 146 da BR-153, Go; serpentinito
do Morro Paraiso, Cromínia, Go; Complexo Máfico/Ultramáfico de Americano do Brasil, Anicuns,
Go).
Vemos que os gabros de Mangabal I, apresentam discrepâncias de teores em relação aos
do Rio Crixás; nos primeiros o teor em Ni é mais elevado e os teores em Cu e Co menores. Como os
valores médicos dos gabros de Crixás são considerados normais para rochas básicas não mineralizadas
em sulfetos de níquel e cobre (Ribeiro, 1974), vemos que em Mangabal I temos em rochas,

RIBEIRO, PFRIMER,GOMES DE SÃ 245
um anomalia negativa em Cu e Co e uma positiva em Ni. Esta última talvez possa ser explicada pela
riqueza em olivina dos gabros de Mangabal I. Estes dados sugerem que as rochas básicas de
Mangaba I fogem à normalidade.
Quanto aos peridotitos e dunitos de Mangabal I, estas rochas são mais pobres em Ni que
as de Morro Paraiso (Ribeiro, Sá e Oliveira, 1974), e as de Americano do Brasil, respectivamente
QUADRO 2
Proporções médias dos teores em Ni, Cu e Co
em rochas ultramáficas de Goiás
LOCAL Ni % Cu % Co %
Americano do Brasil 72,20 16,90 10,90
Morro Paraíso 89,70 2,40 7,90
Mangabal I (a) 74,80 17,10 8,10
Mangabal I (b) 63,80 26,10 9,30
(a) - Perídotitos + Dunítos; (b) - Píroxenítos
não mineralizados e potencialmente mineralizados em sulfetos de níquel e cobre. O níquel como
discutido por Ribeiro, Bressan e Santos (1974), não se mostrou capaz de diferenciar nitidamente
estas litologias do ponto de vista de uma possível ocorrência mineral. Entretanto, o conteúdo em Cu
nos peridotitos e dunitos de Mangabal I (i. = 196 ppm) , embora inferiores ao teores obtidos em
rochas ultramáficas de Americano do Brasil (i. = 729 ppm) é nitidamente discrepante do valores
obtidos em Morro Paraiso (x = 28 ppm).
A análise do Quadro 1 mostrou-nos em face dos teores obtidos, que as rochas ultramáficas
de Mangabal I, ocupam uma posição bem distinta das rochas ultramáficas não minerali-
Fig. 3 - DIAGRAMA TRIANGULAR N;-CII- Co PARA ROCHAS ULTRA8ÁStCAS.
CAMPO 1.= ROCHAS ESTEREISõ CAMPO lI: ROCHAS POTENCIALMENTE ",_
NERALlZADASj CAMPO 111= ROCHAS IttINERALlZADAS ,.:Amostros ;ndlvJ-
dUOi' di 110000001 1 ; 11 i IIIi/iO 01 11 Omo3trol 01 11I0080'01 I

246 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
zadas de Morro Paraiso, o que pode ser ainda melhor destacado, pela observação das médias das
razões Ni/Cu, Ni/Co e Cu/Co, que aproximam os resultados de Mangabal I daqueles alcançados em
Americano do .Brasil.
Calculando-se as proporções médias dos teores de Ni, Cu e Co (Quadro 2), vemos que as
ultramáficas a olivina (transformadas), de Mangabal I, enquadram-se no campo lI, definido como o
das ultramáficas potencialmente mineralizadas em sulfetos de níquel e cobre (Ribeiro, Bressan e
Santos, 1974), como pode ser visto na figura 3.
Observando-se os valores referentes aos piroxenitos (Quadro 1), nota-se que os de
Mangabal I, são discrepantes principalmente em cobre (x = 105 ppm), quando comparados com os
de Amerlcano do Brasil (x = 10 ppm); nestes últimos ainda não foram observadas mineralizações,
nem anomalias em solos.
A simples comparação dos valores constantes do Quadro I, sugere a existência de populações
distintas para as rochas ultramáficas à olivina de Mangabal I (dunitos e peridotitos),
principalmente em relação ao cobre, quando comparados com as rochas não mineralizadas de Morro
Paraiso. Já para as rochas máficas, teriamos uma anormalidade mais difícil de interpretar, com
anomalias em Ni e depressões em Cu e Co, podendo-se observar entretanto, que os valores e razões
obtidos nestes gabros fogem ao padrão aceito como normal.
PROSPECÇÃO GEOQUÍMICA EM SOLOS
A prospecção geoquímica nos solos de Mangabal I permitiu-nos uma série de observações
quando da interpretação dos resultados. Ao examinar-se a distribuição dos solos na área,
pode-se destacar duas situações distintas. Na maior parte do corpo temos uma ampla cobertura de
solos sob densa mata, e com, conseQÜentemente, escassos afloramentos. Bordejando esta área
plana central, temos uma zona representada por uma quebra suave na topografia, com abundantes
exposições Fochosas e solos pouco espessos. Esta última zona marca os contatos norte, oeste e sul
do maciço.
Apesar de as encaixantes estarem topograficamente acima do corpo máfico/ultramáfico,
a influência dos solos estéreis, não se faz sentir claramente, uma vez que estão separados dos solos
amostrados por vales bem marcados.
Os valores do background em solos, foram calculados a partir dos pontos amostrados na
zona semi-circular com abundantes afloramentos, em vista da necessidade do controle litológico; na
área central em função da espessura do solo e falta de afloramentos, tal cálculo não pôde ser feito.
Os trabalhos de amostragem foram realizados segundo uma malha quadrada de 150 X
150 m, que englobou pratlcamente todo o maciço. As amostras foram coletadas à profundidade
variável de 30 a 40 cm e peneiradas no local, com o recolhimento da fração compreendida entre 80 e
120 mesh. Foram estas dosadas para Ni, Cu e Co, por espectrofotometria de Absorção Atômica,
após ataque total.
Para a realização dos cálculos estatísticos, selecionou-se a partir dos pontos referentes
ao maciço, uma série de amostras sobre as quais tinham-se tanto quanto possível certeza de litologia
subjacente; as demais amostras foram desprezadas dos cálculos, seja por falta desta informação,
seja por mostrarem valores altamente discrepantes. A par disto foram os resultados trabalhad0E!
em duas classes correspondendo as duas divisões litológicas: solos de rochas máficas e
solos de rochas ultramáficas. Visou-se com este procedimento, a obtenção de valores mais condizentes
com a planície, o que é conseguido desconsiderândo-se as elevações mais proeminentes. Os
resultados alcançados são mostrados no Quadro 3.
Analisando-se os dados obtidos em solos derivados de gabros, com os valores médios
résultantes destas rochas, nota-se a grande similaridade do valores de Ni e Cu em ambos os materiais,
e um grande enriquecimento do Co nos solos, o que foge ao normalmente observado, ou seja,
um enriquecimento dos três elementos nos solos. Quanto aos solos das ultramáficas, o baixo
background do níquel (x = 626 ppm) é possivelmente reflexo de uma maior percentagem de piroxenitos
(x = 335 p'pm de Ni), entre as rochas ultramáflcas, como já tínhamos observado.
No Quadro 4, analisamos as anomalias obtidas na amostragem de solos de MangabaJ I.
Logo à primeira vista, ressaltam os baixos resultados. Em solos derivados de rochas máficas, temos
dois pontos anômalos em Ni e Co (contraste com o limiar, CL = 1,66 e 1,36, respectivamente), e

LITOLOGIAS
RIBEIRO, PFRIMER, GOMES DE SÁ 247
QUADRO 3
Parâmetros estatísticos dos solos de
Mangabal I - valores em PPM
Background (X) Limiar (L) Razão (R)
Ni Cu Co Ni Cu Co NijCu NijCo CujCo
Rochas Máficas 240 135 64 753 516 157 1,82 4,33 2,52
Rochas Ultramáficas 626 243 108 2.148 564 234 2,35 5,32 2,43
nenhum em Cu (CL = 0,76). O caso do níquel nos parece digno de maior atenção, uma vez que os
gabros de Mangaba1 I, possuem teor neste elemento usualmente maiores que o normal, como vimos
anteriormente.
QUADRO 4
Anomalias de Mangabal I
segundo as Utologias
Parâ-
Máficas U1tramáficas
metro Ni* Cu* Co* Ni* Cu* Co*
X 240 135 64 626 243 108
L 753 516 157 2.148 564 234
Vm 1.250 395 215 2.850 465 210
CB 5,20 2,92 3,35 4,55 1,91 1,94
CL 1,66 0,76 1,36 1,32 0,82 0,89
N9 2 O 2 2 O O
X!Backgrou'!d; L: Limiar; Vm: valor máximo observado; CB: contraste
(VmjX); contraste com o Limiar (VmjL); N.o: número de
pontos anômalos; *: valores em PPM.
Para os solos derivados das rochas ultramáficas teremos, apenas dois pontos estatisticamente
anômalos em Ni e nenhum em Cu e Co. Para o níquel, um valor de 2.850 ppm (valor
máximo observado), não atinge o background dos solos sobre os dunitos e peridotitos potencialmente
mineralizados de Americano do Brasil (x = 3243 ppm). Entretanto, para o cobre, deveremos
observar que os valores obtidos na amostragem de rochas, indicaram, seja nos dunitos-peridotitos,
seja nos piroxenitos, teores anormalmente elevados, significando que o background e o limiar deste
elemento nos solos de Mangabal I, são também contrastantes. Se considerarmos que o background
do cobre em solos de rochas ultramáficas é de 60- 70 ppm, e que o limiar está na faixa de 230-250 ppm
(diminuindo estes valores em função da espessura dos solos), vê-se que o valor máximQ observado
(465 ppm), e mais oito pontos (todos iguais ou superiores a 250 ppm) , são anômalos para cobre em
Mangabal I.
Observando-se o mapa geoquímico do níquel (Fig. 4) e do cobre (Fig. 5), nota-se a
superposição dos valores mais altos. As anomalias sobre os gabros foram observadas em uma área

248 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
plana, sem afloramentos, com ampla cobertura de solos, o que torna mais significativo em nosso
entender, os resultados obtidos. Deste modo, optou-se por considerar ambas as zonas anômalas
como de interesse, com o conseqüente detalhamento geoquímico (malha de 50 X 50 m) executado
sobre a área marcada nas Figuras 4 e 5. Os resultados deste trabalho ainda não são disponíveis.
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Fig. 4- Mapa GeoquÍmico do Níquel do Maciço Mangabal I
t So 500
. PONTO AMOSTRADO
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CU"VA DE fIO TEOR
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ESTRADA
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RIBEIRO, PFRIMER, GOMES OE SÁ 249
Fig. 5- Mapa Geoquímico do Níquel do Maciço Mangabal I
. PONTO AMO!HRADO -- -
400- - CURVADE '!OTEOR
(PIIIII)
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BIBLIOGRAFIA
ESTRADA
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I
I
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I
I
I
ALMEIDA, F. F. M. - 1967 -
Origem e evolução da plataforma brasileira. Boletim da Divisão de Geologm e Mineralogia do DNPM, Rio de Janeiro,
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,Lltrabásicos na Area Cromínia-Pontalina, Goiás. (No prelo)
/
I
I
I

TRABALHO DE PESQUISA MINERAL
DESENVOLVIDOS NO COMPLEXO
ULTRAMÁFICO-ALCALINO DE CATALÃO I, Go.
W ANDERLI~O TEIXEIRA DE CARVALHO.
ABSTRACT
This paper deals wiht the exploration work carried out during the study of mineral deposits of the Catalio I, alkaline ultramafic
Complex, located in the Ouvidor township, Cataliio district, in the southern part of Golás State, Brazil. The preliminary investigations are
presented, with especial attention to the geologica1, topographical and radiomatricalsurveys. The exploration driDing program, chemical analy.
sis, mineralogical and prooossing mineral studies are also discussed. After full consideration of the methods applied and results obtained, an
outline of present pilot-plant studies is given. The case history of this exploration indicates how a rather Complex approach was needed before the
economic feaaability of the mining operations was completely defined.
INTRODUÇAo
Este trabalho tem por objetivo enumerar e descrever, de maneira suscinta, os serviços
de pesquisa mineral já desenvolvidos no Complexo Ultramáfico-Alcalino de Catalão I. Em conseqüência
destes trabalhos, foi possível a individualização de 5 mineralizações que encerram
expressivas reservas de fosfato, nióbio, titânio, .terras raras e vermiculita.
O Complexo Ultramáfico-Alcalino de Catalão I, localizado no Município de Ouvidor,
Comarca de Catalão, ao sul de Goiás (Fig. 1) foi descoberto em 1894 por Hussak.
A partir da década de 50, vários técnicos ligados a empresas de mineração, nacionais e
estrangeiras passaram a visitar esta estrutura, mas como não desenvolveram trabalhos de pesquisa
de maior envergadura, não puderam visualizar as perspectivas de sua potencialidade mineral.
Em meados de 1967, a Metais de Goiás SI A -MET AGO, requereu, junto ao Ministério
das Minas e Energia 2 áreas para pesquisas, totalizando 986 ha, localizadas no complexo em
questão. Os respectivos alvarás de pesquisa foram expedidos no início de 1968 e os trabalhos de
prospecção iniciados em meados daquele ano. Estes trabalhos foram notavelmente intensificados a
partir de junho de 1969.
Um Alvará de Pesquisa com área de 493 ha, concedido ao Sr. Sebastião Ribeiro, em
1970, deu origem a Empresa Mineração Catalão de Goiás SI A com domínio acionário do Grupo
BRASIMET, que ficou encarregada dos trabalhos de pesquisa desta concessão.
Nos anos seguintes, mais 4 Alvarás de Pesquisa totalizando 847 ha, foram concedidos a
METAGO, assim como a Mineração Pato do Brasil, subsidiária da Companhia Brasileira de Mineração
e Metalurgica, CBMM, que obteve a concessão de 2 áreas que cobrem o restante da área da
estrutura.
Em agosto de 1974 o Governo Federal emitiu o primeiro Decreto de Lavra do Complexo
Ultramáfico-Alcalino de Catalão I, correspondente aos 2 primeiros Alvarás de Pesquisa da ME-
TAGO. As operações de mineração e beneficiamento ainda em escala semi-industrial serão iniciadas
em novembro deste mesmo ano.
A Mineração Catalão de Goiás SI A, já solicitou ao DNPM, autorização de lavra para a
sua área, já pesquisada.
As demais 4 áreas de concessão da MET AGO estão sendo estudadas prevendo-se a
conclusão de suas pesquisas para meados de 1975.
*METAGO

252 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
A Mineração Pato do Brasil, procedeu até o momento (setembro de 1974) a realização de
reconhecimentos geoquímicos e radiométricos em suas duas áreas de pesquisas.
RESUMO DA GEOLOGIA
O Complexo Ultramáfico-Alcalino de Catalão I, é uma estrutura dômica, cujos eixos
maior (NS) e menor (EW) medem, respectivamente, 6,0 km e 5,5 km. De idade cretácea superior é
intrusivo em metamorfitos do Grupo Araxá, que sofreram, ao longo dos contatos, processos de
fenitização. E constituido por rochas ultramáficas, principalmente, glimeritos e, subordinadamente,
piroxenitos e peridotitos serpentinizados, cortados por veios carbonatíticos (sovitos), de
espessuras variáveis, que associadamente formam um conjunto rochoso, genericamente denominado
de silicocarbonatito. Processos de silicificação agiram intensamente sobre estas rochas, condunzindo
o aparecimento de silexitos, que se mostram distribuidos irregularmente por toda a área
da intrusão. Esta encontra-se totalmente coberta por um espesso manto de material alterado, de
carater laterítico, que pode atingir até 250 m de espessura, principalmente em sua porção oeste,
mostrando esparsas manchas de crostas limoníticas, que se caracterizam pela riqueza em magnetita.
1RABALHOS DE PESQUISA
Nas áreas de concessão da METAGO e da Mineração Catalão de Goiás SI A, além de
mapeamentos geológicos convencionais foram realizados os seguintes trabalhos de pesquisa: levantamentos
topográficos e radiométricos, serviços de perfuração, análises químicas, estudos mineralógicos
e de processamento mineral bem como avaliação de todos os dados obtidos durante o
decorrer dos trabalhos. A METAGO está atualmente concluindo a montagem de uma usina semiindustrial
destinada ao estudo experimental de concentração de seu; minério de fosfato.
Levantamentos Topográficos -Trabalhos de topografia foram realizados objetivando a demarcação
das áreas de concessão bem como os levantamentos plani-altimétricos de detalhe, necessários a
elaboração dos mapas topográficos utilizados nas diversas etapas das pesquisas, em escalas que
variaram entre 1:5000 e 1:1000. No decorrer destes levantamentos foi estabelecida, noterreno,ém
todas as áreas em pesquisa, uma malha quadrada de 100 m de lado.
Levantamentos topográficos de precisão foram realizados nas obras de implantação da
usina semi-industrial de concentração, e da barragem que dará origem ao reservatório d'água. Nas
obras de acesso e preparação das frentes de lavra também vem sendo realizados estes serviços
topográficos.
Levantamentos Radiométricos -Ení Catalão I, a prospecção radiométrica é um serviço de rotina na
pesquisa de qualquer nova área e é, normalmente, o primeiro trabalho executado após o estabelecimento
das malhas topográficas, quadradas de 100 m de lado.
O cintilômetro usado tem sido o de marca MICROLAB modelo 346 com bons resultados.
Com as medidas cintilométricas obtidas no campo, são elaborados mapas radiométricos,
onde são visualizadas as diversas faixas de valores de radiatividade encontrados. Desde o início dos
trabalhos de pesquisa, já foram realizadas cerca de 1.400 leituras cintilométricas em Catalão I.
Os trabalhos de perfuração (poços, furos de trado e sonda) subseqüentes aos levantamentos
radiométricos tem mostrado que, no geral, as zonas com faixas de cintilometria superiores a
650 cps são susceptíveis de mineralizações niobíferas, titaníferas, ou fosfáticas, sendo exceção as
mineralizações de terras raras e vermiculita que se situam em faixas de valores cintilométricos
menos intensos.
Das mineralizações ocorrentes em Catalão I, a de titânio é a que fica melhor caracterizada
com os levantamentos radiométricos, sendo notável, principalmente na região sul da
intrusiva a superposição em área, da mineralização titanÍfera com as anomalias radiométricas.
Nesta área os picos radiométricos mais elevados são da ordem de 1.200 cps.

CARVALHO
As mineralizações em nióbio e fosfato podem também se apresentar associadas a zonas
de altas anomalias radiométricas, sendo os valores cintilométricos máximos, da ordem de 1.600
cps.
Como no caso do titânio, ainda não foram encontradas mineralizações de expressão de
nióbio e secundariamente de fosfato, em zonas de baixas intensidades radiométricas.
Fato interessante é a mineralização de terras raras estar localizada em uma zona de
média a baixa magnitude radiométrica com os seus valores cintilométricos situando-se principalmente
na faixa de 450-650 cps.
A zona mineralizada em vermiculita do ponto de vista radiométrico, pode ser considerada
como de baixa magnitude com os seus valores cintilométricos, situando-se, principalmente,
na faixa de 250-450 cps.
Perfurações - Em Catalão foram realizados os seguintes tipos de perfurações durante o desenrolar
dos trabalhos de pesquisas:.furos de trado, poços, sondagens rotativas, trincheiras e galerias.
Furos de Trado - Nas campanhas de perfuração levada a efeito em áreas de pesquisas da
MET AGO em Catalão I, o primeiro serviço normalmente executado é a realização de furos de trado,
inicialmente em uma malha de 200 X 200 m. A profundidade máxima atingida por estes furos é
geralmente de 10 m embora furos de até 15 m já tenham sido realizados. A recuperação do material
perfurado é no geral muito boa. O trado utilizado, de 4 polegadas, com haste de 3/4" e tripé de 6 m
de altura é totalmente manual.
A amostragem pode ser realizada a partir de todo o material retirado de cada intervalo
de profundidade adotado, por exemplo, 0-1, 1-2, 2-3, 3-4 m, etc, ou qualquer outro intervalo desejado.
A METAGO vem adotando desde o início dos trabalhos de pesquisa, intervalos de 2 em 2 m.
A totalidade do material retirado do intervalo considerado, é homogenizado e quarteado em quarteador
Jones de 1" até se obter um par de amostras de 1 kg. A primeira amostra deste par é a representativa
do intervalo de 2 m, a segunda, misturada com outras amostras dos demais intervalos,
era novamente quarteada para se obter uma amostra composta de 1 kg representativa da média de
todo o furo de trado.
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MAPA DE LOCALIZACAO
A produção média diária de uma equipe de perfuração a trado está entre 10-15 m perfurados
e amostrados. O custo médio por m perfurado está em torno de Cr$ 3,00.
Nas áreas de maior interesse a malha de furos de trado é estreitada para 100 X 100 m.
Desde o início dos trabalhos, até 31/07/74, a METAGO realizou em Catalão 13134 m
lineares de furos de trado. A evolução desta perfuração, pode ser observada na Figura 2.
253

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CARVALHO 255
Poços - Na zona mineralizada em vermiculita e nas outras zonas mineralizadas, nos
locais onde não foi possível a realização de furos de trado, foram abertos pela METAGO, poços de
seção retangular de 1,00 X 0,80 m, com profundidade máxima de 15 m.
Amostragem dos poços foram realizadas, abrindo-se canaletas de 10 X 2 cm ao longo
das duas paredes, recolhendo-se amostras em intervalos de 2 m. O material recolhido (aproximadamente
501) era quarteado, com as amostras finais sendo obtidas de maneira semelhante àquela
dos furos de trado.
A produção média diária de uma equipe de perfuração de poços (2 trabalhadores) está
em torno de 8 m. O custo médio por m perfurado gira em torno de Cr$ 19,00.
Desde o início dos trabalhos de pesquisa, até 31/07/74, a METAGO realizou em Catalão
I 4.994 metros lineares de poços. A evolução desta perfuração no decorrer da pesquisa pode ser
observada na Figura 2.
A Mineração Catalão de Goiás desenvolveu grande campanha de perfuração de poços
principalmente em sua zona mineralizada a ni6bio, onde a malha obedecida tem, em muitos locais,
25 m de lado. A profundidade destes poços em freqüentes ocasiões, atingiu a 30 m. Atualmente
aquela empresa realiza um grande esforço de perfuração realizando uma série de shafts profundos
em sua zona mineralizada a fosfato.
Estima-se que a campanha de abertura
Goiás já ultrapassa a casa dos 6.000 m perfurados.
de poços
.
realizada pela Mineração Catalão de
----
Sondagens - Os trabalhos de sondagem, realizados pela MET AGO em Catalão I constaram,
em uma primeira fase, da realização de furos de sonda de 50 m de profundidade, segundo
uma malha quadrada de 200 m de lado, nas regiões consideradas como favoráveis pelas campanhas
anteriores deradiometria, furos de trado e abertura de poços. A profundidade de 50 m foi adotada
em face da pouca disponibilidade de tempo e recursos financeiros entre o início das sondagens e o
prazo legal de conclusão da pesquisa. Ap6s a elaboração do Relat6rio de Pesquisa para o DNPM,
todas as sondagens foram e continuam sendo desenvolvidas até a rocha fresca obedecendo, nas
ronas mineralizadas em fosfato e vermiculita, uma malha quadrada de 100 m de lado.
A grande maioria dos furos de sonda foi executada pelas equipes de sondagens da
METAGO, utilizando-se sondas rotativas de marca Longyear, modelos 24 e 34. Os furos são sempre
iniciados com diâmetro NX, prosseguindo assim até quando possível, ap6s o que, são reduzidos
para diâmetro BX. O diâmetro AX s6 é utilizado excepcionalmente, quando as condições da sondagem
assim o exigem. O revestimento total dos furos e a utilização de bentonita na furação é uma
prática quase constante no desenvolvimento dos serviços de sondagens em Catalão I.
Em vista das características do material sondado (solos residuais), o método utilizado é
a testemunhagem contínua por embuchamento que permite recolher testemunhos ao longo de todo
o furo, com recuperação média de 90%, esta sendo calculada em cada manobra realizada.
Do início da pesquisa até fins de 1972, todos os furos de sonda eram sistemática e minuciosamente
descritos. Verificou-se, contudo que as descrições pouco ou nada contribuiam para a
realização de eventuais correlações entre os diversos furos. Em vista do alto custo destas descrições
foi decidido o seu cancelamento.
Os testemunhos são, longitudinalmente, partidos ao meio, tomando-se uma metade
como amostra para análises químicas, ao longo de cada intervalo de 2 m, dimensionados de acordo
com a recuperação do furo.
A produção média diária de uma equipe de sondagens gira em torno de 6 m. O custo
médio por m sondado está em torno de Cr$ 150,00. De setembro de 1969 até 31/07/74 a METAGO
realizou em Catalão I 15.754 m lineares de sondagens. A evolução destes trabalhos pode ser
observada na Figura 2.
A Mineração Catalão de Goiás levou a efeito em sua zona mineralizada em nióbio,
intensa campanha de sondagens, também em sua grande maioria, realizada por equipes próprias. A
malha quadrada seguida foi de 100 m, contudo, em muitas ocasiões, ela foi estreitada para 50 m.
Atualmente,. esta Empresa desenvolve uma campanha de sondagens em sua zona mineralizada em
fosfato, inicialmente segundo uma malha quadrada de 200 m, atualmente sendo estreitada para 100
m. Estimativas indicam que a metragem total de sondagens realizadas, já ultrapassou a casa dos
7.300 m.
Em 1969, a firma Geologia e Sondagens Ltda, executou em Catalão I dentro da programação
do Projeto Fosfato, Nióbio, Titânio do DNPM, uma série de furos de sonda que obede-

256 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
ceram uma malha quadrada de 1600 m. A metragem linear realizada atingiu 1707 m perfurados.
Galerias - Com o objetivo de verificar o comportamento lateral dos mirtérios de fosfato e
titânio e obter amostras para estudos de beneficiamento mineral em planta de porte piloto, foram
realizadas 6 galerias em Catalão I perfazendo um total de 740 m lineares. Das 6,4 foram realizadas
na zona mineralizada em fosfato com seção retangular de 1,80 X 1,20 m e comprimentos variando
entre 90 e 120 m. As outras duas foram realizadas na zona mineralizada em titânio, tendo cada uma
delas 160 m de comprimento.
Dada as características do material perfurado, de extrema inconsolidação, muito friável,
com fortes tendências de desmoronamento, todas as galerias foram escoradas de 1 em 1 m, às vezes,
a intervalos ainda menores.
A medida que se desenvolvia a galeria, todo o material retirado a cada intervalo de 2 m,
era homogenizado e quarteado até se obter um par de amostras de aproximadamente 300 kg cada. A
primeira amostra deste par era novamente quarteada até atingir 1 kg e foi considerada como representativa
do intervalo de 2 m. A segunda, misturada com outras provenientes dos demais
intervalos, foi considerada como uma componente da amostra média global da galeria.
Posteriormente, em vista da necessidade de amostras para novos estudos de beneficiamento
mineral as paredes das galerias foram amostradas através de canaletas horizontais de 30 x
10 cm, ao longo de toda a extensão.
° avanço médio diário na perfuração das galerias girou em torno de 0,7 m. ° custo
médio por m perfurado e escorado, em 1972, ficou em torno de Cr$ 50,00.
Trincheiras - Na zona mineralizada em vermiculita foram realizadas 2 trincheiras perfazendo
uma metragem total de 191 m lineares, com o objetivo de verificar o comportamento lateral
da mineralização.
Análises Químicas
Amostras de poços, furos de trado e sonda, galerias, etc, são submetidas a análises
químicas ou espectro gráficas nos laboratórios da METAGO, em Goiânia. São realizadas determinações
para P20S' Ti02, Fe203' Nb20S' Ce02' La203. Y 203' etc.
As determinações para P205, Ti02 (alto teor) e Fe203 são feitas por via úmida ao passo
que aquelas para Nb205, Ti02 (baixo teor), Ce02' y 203 e La203 são realizadas por espectrografia
de raios X, utilizando-se um equipamento de origem japonesa e marca RI GAKU, modelo IKF -4.
Do início da pesquisa até 31/07/74 foram realizadas 47.925 determinações. A evolução,
destas determinações pode ser observada na Figura 2.
Estudos Mineralógicos
Com o objetivo de definir a composição mineralógica dos depósitos ocorrentes em
Catalão I, vários estudos foram realizados tanto no País como no Exterior. Estes estudos mostraram
que, no geral, Catalão I apresenta mineralogia uniforme em toda a sua extensão, variando
apenas as proporções relativas de seus constituintes minerais. Os locais que mostram enriquecimento
em determinado mineral passam a constituir uma zona mineralizada do mineral considerado
sem contudo deixar de apresentar os demais minerais caracterizados em todo o complexo.
Valarelli, (1971, inédito), em estudo bastante detalhado dos minérios de titânio, nióbio e
terras raras encontrou os seguintes minerais: a) - "Minerais que contém Fe: titano-magnetita,
ilmenita, ilmeno-hematita, titano-magnetita e goethíta."; b) - "Minerais de Ti: leucoxênio
(anatásio) e perovskita, além dos minerais de Fe e Ti já mencionados."; c) - "Fosfatos: apatita,
florencita, goyazita, alunita-svanbergita, lusungita, osarizawaita, rabdofanita (manazita hidratada)
e wilkeita."; d) - "Minerais responsáveis pelo teor de Nb205: pirocloros, pandaita e secundariamente
o leucoxênio."
Aquele autor apresenta com precisão uma descrição qualitativa da paragênese mineral
encontrada bem como das complexas relações entre os diversos constituintes. Tratou também, em
detalhe, das importantes transformações mineralógicas ocorridas em conseqüência da ação do
intemperismo químico, mostrando com muita riqueza de dados a origem do anatásio a partir da
alteração intempérica da titano-magnetita, da ilmenita e da perovskita.
Keil (1970, 1971, inéditos) estudando amostras ricas em nióbio de Catalão I, utilizando

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CARVALHO 257
microscópio e microssonda eletrônica, chegou a várias conclusões, das quais destacam-se as seguintes:
a) - "As amostras contém uma variedade de minerais tais como ilmenita, fosfato de
alumínio, apatita, fosfato de bário, óxido de ferro (talvez hidratado), Ti02' óxido de manganês,
badeleita, quartzo, pirocloro e pandaita."
b) - "Quando estudando aleatoriamente, um número expressivo de grãos, selecionados
estatisticamente em várias frações granulo métricas , ficou claro que a abundância do nióbio é bimodal:
90% ou mais de todos os grãos tem abaixo de 1% de Nb205 e entre 3,1-3,5% tem entre 40-
65% de Nb205'"
c) - "A fase rica em nióbio foi identificada como pandaita e análises quantitativas de
alta precisão em mícrossonda eletrônica mostram ser ela a variedade mais próxima do componente
final barífero. Menores quantidades de um grande número de elementos, referidos em análises
publicadas na literatura, são possivelmente devidos a mistura de outras fases que são de difícil
separação da pandaita (Tab. 1).
TABELA 1
Análises Quantitativas em Microsonda
Eletrônica da Pandaita de Catalão I
(% em peso) (Segundo Keil, K, 1974)
TABELA 2
Rápida Detenninação Ótica de Algumas
Amostras de Minério de Titanio do Brasil
(por A.M. Van der Veem)
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A Krupp Rohstoffe (1972, inédito) estudando amostra do minério de fosfato de Catalão
I, observou que "os componentes minerais principais dessa amostra são magnetita e apatita, que
conduzem, frequentemente, ilmenita", concluindo que "a maior parte do teor de fosfato encontra-se
integrada a apatita, que frequentemente, se encontra transformada em agregados de fosfatos secundários
(gorceixita)."
Em outro relatório a Krupp Rohstoffe (1972, inédito) estudando o minério de titânlo.
de Catalão I, conclui que "os agregados de anatásio resultaram da transformação da ilmenita
pimária", tendo notado também perovskita, que "se encontra fortemente transformada em
1eucoxênio". No mesmo relatório é observado que uma parte considerável dos "agregados de
anatásio (a grosso modo 40%) está presente em forma sOlta com tamanhos de grãos de aproximadamente
1,0-0 ,4 mm.".
Andery (1972, inédito) estudando o minério de titânio de Catalão I verificou que "os
resultados da análise modal de fração representativa do minério moido apresentaram a seguinte
composição: magnetita (35,4), ilmenita (33,4), anatásio (13,3%), perovskita (5,2%), quartw
(3,7%), clorita (8,6%) e fosfatos (0,4% )."
Veen (1974, inédito) estudando amostras do minério titanífero de Catalão, obteve os
resultados das Tabelas 2 e 3.
Peers (1974, inédito) realizou em amostras do minério de titânio de Catalão I um completo
estudo acerca de suas associações mineralógicas bem como dos seus tamanhos de liberação.
Segundo aquele autor "o anatásio forma agregados porosos de granulação fina a microscópica,
com freqüência ligadas intimamente à perovskita quando esta ocorre, e muitas vezes ligado
também de modo mais simples à magnetita-ilmenita. O engrenamento dos grãos varia de uma para
~...-

258 ANAIS DO XXVI/I CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
TABELA 3
Rápida Estimativa por Difração de Raios X
de Algumas Frações de Amostras de Minério
de Titãnio do Brasil (por A.M. Van der Veen)
OO-PRINCIPAL
CONSTITUINTE
DENSIDADE (cI) < 3,3 CATALAO
O-MENOR CON:I A M. 240 (!-lI AM.239G-8C AM. 238 8 AM.237G-8
TITUINTE
X»-ACE~~g,RIOS
X-TRA S
+~O ;j.~ + 100
m8th t..~.~B +4
+IOOW -+ +=1t..~8
ANATASIO 00 00 00 00 00 00 00 00
QUARTZO 00 00 00 00 00 X
GORCEIXITA X 00 O O
GOETHITA X X
d < 3,3
""
DA FR AÇ1l;0
"" Na PENEIRA
44,0
&'9,9
31,1
11.3
5,7
118,3
3,9
18,7
&,&
85,&
22,2
11,9
21,1
69,2
le,o
13,9
FRACO!'S - 400 m..h
ANATÁSIO O O O O 00
QUARTZO O 01 X X
GORCEIXITA O O O O
GOETHITA O O O
. A RI T A O O
HEMATITA O O
ILMENITA O
400 m..h 28,8 2&, O 2.2.6 18,9
"" -
NOTA: 1- AS GRANDES QUANTIDADES DE ANATÁSIO NAS FIIAÇ~S
COM DENSIDADE ABAIXO DE.: 3,3 slio PROVAVELMENTE DEV!
DAS AOS INTERCRESCIMENTOS
OU POROSIDADE.
COM MINERAIS DE GANGA EI
outra amostra, porém, em geral, uma liberação razoável da magnetita-ilmenita é obtida a cerca de
150-200)1. Uma boa liberação da perovskita exige um tamanho menor, digamos, 50-100)1. Entretanto
o comportamento do anatásio na moagem é de difícil previsão; uma boa liberação pode
talvez ser conseguida com tamanhos de moagem relativamente grossos."
A Tabela 4 mostra a análise modal da associação mineralógica, estimada por contagem
de pontos em frações de 1 mm + 5.11, segundo Peers, (1974).
TABELA 4
Análise Modal de Amostras do Minério de
Titãnio de CataIão I (PEERS, 1974)
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---
CARVALHO 259
A ganga, basicamente, é constituída por goethita e, subordinadamente, quartzo e argilo-
minerais.
"Os teores de titânio determinados por contagem de pontos são todos alguns por cento
mais baixos do que os das análises de amostras globais. Há muitas explicações plausíveis para isto,
como: variações de teor de Ti entre as várias frações de peneira; densidade errada atribuida à ganga;
Ti dissolvido na magnetita. Todos estes fatores podem dar sua contribuição, mas acredita-se que a
causa principal é a falsa identificação de anatásio como sendo poros ou ganga. Em todas as amostras
o anatásio ocorre como agregados porosos de granulação fina a microcristalina, os quais
apresentam problemas na preparação das secções polidas e, por conseguinte, na identificação.
Julga-se, portanto, que as proporções de anatásio reproduzidas acima são todas inferiores em
alguns por centro às reais." (Peers, 1974, inédito).
MOAGEM
DESMAGNETIZAÇÃO
DESL AMAGEM
FLOTAÇAO DE
I~.T~ r--71. T_
~
I
G
ILMENITA
*
~OTACÃO ]
SILI::TAOOS ~
Estudos de Beneficiamento Mineral
CONCENTRADO
f DE ILMENITA+
PEROVSKITA
. ÁGUA
r SILICATADOS
_ MUA
1
COIICEN1ftAOO ~ ,.
DE ANATÁSIO
Fig. 3- Esquema Preliminar de Tratamento do Minério
Titanífero de Catalão I.
Os primeiros estudos de concentração do minério de Catalão I foram realizados pela
Battelle Memorial Institute dos Estados Unidos em 1971. Esta conceituada instituição de pesquisa
concluiu que pelos métodos usuais de concentração, os minérios de titânio, nióbio e fosfato de
Catalão I não seriam concentráveis economicamente.
Naquele mesmo ano, a Fundação João Pinheiro através do Prof. Noé Chaves obteve de
amostras de minério de fosfato similares àquelas enviadas à Battelle, em escala de laboratório, um
concentrado de apatita com cerca de 40 % de P205' aplicando um método já clássico de flotação
desenvolvido para o depósito de apatita de Sukulo, U ganda por Fleming e Robinson. Este processo
tem como principal característica, segundo Chaves (1971, inédito), "a obtenção de seletividade
entre apatita e óxidos de ferro pelo uso de oleato de sódio puro como coletor, em pH alcalino da
ordem de 10, obtido com soda. Além disso, essa seletividade só é efetiva para granulometria da

260 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
polpa até 150 mesh, diminuindo para as polpas mais grossas. O silicato de sódio é usado no caso
para melhor dispersão da polpa e mais efetiva depressão de minerais outros da ganga, sobretudo o
quartzo e silicatos."
De meados de 1972 a meados de 1973, o minério de fosfato foi submetido a um amplo
programa de pesquisa em instalação contínua de porte piloto com capacidade de alimentação de 300
kg/h. Os estudos foram conduzidos pelo Prof. Noé Chaves do Centro Tecnológico de Minas Gerais -
CETEC, tendo sido utilizado nos testes cerca de 100 t de minério fosfático. Com o estudo ficou
comprovada a viabilidade de utilização do processo Fleming já testado em laboratório para o minério
de Catalão I, tendo se obtido concentrados de apatita dentro das especificações comerciais,
com índices de recuperação e rendimento da ordem de 60 % e 20% respectivamente. Acredita-se que
estes índices deverão ser superiores em instalações industriais de beneficiamento.
No Brasil, existem grandes reservas de minérios titaníferos, ricos em anatásio. Suas
tecnologias de beneficiamento ainda não estão, contudo, totalmente compreendidas. O desenvolvimento
de processos de concentração viáveis para estes minérios, representam um desafio palpitante
para os especialistas brasileiros em processamento mineral.
O minério de titânio de Catalão I, após os estudos da Battelle Memorial Institute, teve
sua pesquisa reiniciada em 1972 com um estudo de concentração em escala de laboratório, realizado
pela firma Paulo Abib Andery e Associados para a Serrana SI A de Mineração em comum acordo
com a METAGO. Este estudo culminou com a obtenção de um concentrado de anatásio com 86%
Ti02. O processo preliminar de con"centração, então desenvolvido, cujo esquema pode ser observado
na Figura 3, foi sendo gradativamente aperfeiçoado pela equipe técnica da Serrana que conseguiu,
em 1974, obter, já em instalação contínua de porte piloto, concentrados de anatásio com teores entre
93 e 95% Ti02.
No processo, para um minério com 26 % Ti02, os índices de recuperação e rendimento
giram em torno de 40% e 8

CARVALHO
estudos e projetos de Engenharia Mineral.
A elaboração do projeto básico, que levou em conta resultados obtidos em planta piloto,
foi iniciada em julho de 1973 e o seu detalhamento em outubro daquele ano. A sua implantação teve
início em janeiro e abril de 1974, com a realização de serviços de terraplanagem e construções civis,
respectivamente. Os trabalhos de montagem tiveram começo em julho, esperando-se para novembro
a conclusão da usina que deverá entrar em operação no mais tardar em dezembro de 1974.
rQ
---
ilH
.
261

262 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Esta planta que tem como flowsheet o esquema simplificado da Figura 4 e cujos investimentos
serão da ordem de Cr$ 13.000.000,00, terá capacidade de tratar 10 t de minério por hora.
Caso funcione ininterruptamente poderá produzir cerca de 16.000 t anuais de concentrados de
apatita, com teor de 35% de P205.
Dentre os seus objetivos, os seguintes podem ser considerados como principais: a) testar
em escala industrial os processos de concentração desenvolvidos em escala piloto, visando a definição
do mais adequado; b) obtenção dos parâmetros de engenharia necessários à formulação do
cash-flow, ao projeto da futura instalação industrial e ao planejamento das operações de lavra
correspondentes. Dentre estes parâmetros podem ser citados os teores de entrada e corte, índices de
recuperação e rendimento, consumo de energia, custo final da tonelada de concentrado, etc; c)
treinamento de pessoal visando a operação da usina industrial futura; d) obtenção de grandes to.
nelagens de concentrados para a realização de testes objetivando a fabricação de ácido fosfórico e
outros ensaios na área da indústria química.
Estima-se um período de 6 meses como o tempo necessário para se atingir os objetivos
acima especificados. Após este período, a usina poderá entrar em produção de rotina uma vez que
está demonstrado ser esta operação uma atividade perfeitamente rentável.
Esta usina semi-industrial deverá também, após os estudos experimentais do minério de
fosfato, desempenhar importante papel na otimização do processo de concentração do minério de
titânio. A julgar pela rapidez com que a tecnologia de concentração deste minério vem sendo desenvolvida,
esta planta classificada como semi-industrial, na produção de concentrados de apatita, em
vista da grande escala de consumo deste mineral, será com a produção de concentrados de anatásio,
uma verdadeira indústria, que poderá ser a pioneira deste mineral no mundo. Diante desta perspectiva
esta planta foi projetada prevendo-se a sua posterior adaptação e ampliação para a produção de
até 20.000 t anuais de cOl\centrados de anatásio.
As operações de lavra que abastecerão de minério de fosfato a usina semi-industrial já
estão planejadas. Serão lavradas 240 t diárias' de minério em bancadas de 5 m de altura, localizadas
em 3 diferentes frentes experimentais de lavra. Estas frentes foram escolhidas visando a caracterização
tecnológica da jazida. Todas as diferentes classes de teores serão testadas. Um importante
objetivo nesta fase semi-industrial, como já foi dito, é a definição dos teores de entrada e corte da
usina. Os teores objetivados são respectivamente 10% e 7% de P205. Se estes teores forem econômicos,
as reservas de minério serão substancialmente aumentadas e as operações de lavra serão
em muito facilitadas.
O desmonte será realizado com um trator Caterpilar D 7 e o carregamento feito com uma
pá mecânica Caterpilar 630 com o transporte sendo realizado por caminhões basculantes Mercedes
Benz de 6 t de capacidade.
As estradas de acesso já foram abertas e as bancadas já estão preparadas. A Figura 5
mostra o layout geral da fase semi-industrial com a usina, as frentes de lavra, as estradas de acesso,
o reservatório de água e os pátios de rejeito e estéril.
Determinação das Densidades
Os cálculos de densidades dos vários minérios ocorrentes em Catalão I, foram feitos pelo
método de determinação de densidade aparente do solo, com cilindro biselado.
O volume interno do cilindro é de 1.270 cm3, utilizando soquete de 8 kg. Foram feitas
correções de umidade, obtendo-se a densidade aparente para o solo seco.
A densidade média para o minério de fosfato foi de 2,04 na área II e 2,01 na área I,
resultados esses obtidos a partir de 41 ensaios. Foi usada a densidade 2,02 para o minério.
Para o minério de titânio, o cálculo da densidade média foi efetuado levando-se em
consideração a média ponderada, relativa às áreas de interferência de vermiculita, fosfato e a
própria zona mineralizada em titânio, que apresenta características físicas diferentes, dando como
consequência uma densidade baixa. O resultado desta média foi de 1,95, sendo utilizada esta densidade
para cubagem do titânio.
Para o minério de terras raras a densidade média foi de 1,78, correspondendo à média de
3 ensaios realizados.
Para a vermiculita foram feitos 15 ensaios dando uma densidade média de 1,75.
O minério de nióbio é encontrado nas cangas e no material terroso. Adotou-se uma

LEGENDA
_
.ÁRtA DA USINA SDI-INDUSTRIAL
_
"RE.TU DE LAVRA
ÁRU DE DEPOSIçÃo DE ESTERIL
~
ê~~~~
ÁREADE DEPOSIçÃODE REJEITOS
Altu DO RESERVATÓRIODE MUA
CARVALHO 263
ESCALA _ GR"'~FICA
, .,. J
o 80 180 MO .20 400..
Fig. 5- Projeto Catalão, Mapa de Localização das Frentes de Lavra e Acessos para a Usina Semi-Industrial.
média ponderada entre as densidades desses materiais e foi encontrada uma densidade média de
2,30 correspondentes a 15 ensaios realizados.
Elaboração de dados
Com resultados de análises obtidos a partir dos poços, furos de trado e sonda, foram
realizados os seguintes trabalhos de elaboração de dados: mapas de isoteores, perfis de poços e
--..-
----

264 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
1(. V.
CONVENÇOES
~'ÁRf:A DE COTA INFERIOR AO NíVEL
/::':'::/:'1
AFlORAMENTO DO NIVEl
-10-
~
CURVA DE ISOTEOR
CURVA DE NIVEl
. FURODESONDA
/
DRENAGEM ~
Fig. 6- Projeto Catalão, Curvas de Isoteor de Fosfato Nível 830 a 820.
ESCALA FICA
,
.. 8.
1 1
120 110 100..

_ _ 880
~
_870
_ _ 860
_ _850
_ 840
_ _ 830
_ _ 820
__810
_ _ 800
__790
NW
CONVENÇÕES
SC-2-U/9
...
...
...
...
... ..
...
::: 2,220/0
...
... ..
... .. ...
...
Ho r , z o n f Q ~ \
~
":'oooo
~ '. 000 .....
rAI
or::
0.'% Nb205
ENTRE Q5eO,7%
ENTRE 0,7 e 1,0%
Nb205
Nb205
+..++
++..++
I
V . , t I Co ,
.. ... .. .b
E S C A L A S
! ,. ab
100M.
x.
PROJETO CATALAO
PERFIL DE POÇOS E SONDAGENS
NA ZONA MINERALlZADA EM NIOSIO
0.82%
pe-2-Q IIS
SE
_840_
_830_
_820 _
_810~
_800 _
_790_
_ 780 _
01 AL.AN 8AIt.ÃO

266 ANAIS DO XXVI/1 CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
sondagens e avaliação das reservas.
Mapas de Isoteores
Os mapas de isoteores elaborados para as mineralizações de fosfato, nióbio, titânio e
terras raras de Catalão I, tem por finalidade básica, oferecer ao observador, uma visualização do
comportamento das variações do corpo mineral tanto lateralmente como verticalmente.
° intervalo
de material alterado compreendido entre a superfície do terreno e a superfície da rocha fresca, foi
seccionado em sucessivas fatias de 10 m de espessura, limitadas por planos horizontais de cotas
inteiras. Assim o nivel830 a 820, por exemplo, é uma lâmina de 10 m de espessura, cuja base é um
plano horizontal, cujo contorno coincide com a curva de nível 820 e seu topo é outro plano horizontal
limitado pela curva de nível 830. Cada um destes níveis foi projetado horizontalmente numa planta
topográfica de escala 1:2000, nela plotando-se os teores médios do elemento em questão do intervalo
de 10 m, considerado. A seguir, por interpolação, são traçadas as curvas de isoteores, observando-se
os intervalos de teores previamente estabelecidos. A Figura 6 mostra um exemplo de
mapa de isoteQf de P205 elaborado em parte do intervalo de nivel compreendido entre as cotas 830 e
820.
Perfis de Poços e Sondagens
Perfis topográficos N-S, E-W, NW-SE e NE-SW englobando todos os poços e furos de
trado e sonda executados em suas respectivas seções foram realizados, em todas as zonas mineralizadas,
de acordo com a malha das perfurações. Os perfis foram traçados obedecendo uma escala
vertical de 1:500 de modo a ficar representado cada intervalo de 2 m. Os resultados das análises
químicas efetuadas a cada 2 m dos poços, furos de trado e sonda, foram plotados em perfis e
agrupados em intervalos de classe previamente escolhidos. Cada intervalo desses é individualizado
com uma cor, tornando possível, caso se deseje, a realização das correlações entre os intervalos da
mesma classe, entre os diversos poços ou furos de trado e sonda do perfil. A Figura 7 mostra um
exemplo destes perfis.
Avaliação das Reservas
As reservas dos bens minerais de Catalão I, foram avaliadas em uma primeira fase,
quando a malha quadrada de perfurações tinha 200 m de lado, através de um método de cubagem
que levou em consideração o coeficiente de variação dos teores do elemento em avaliação, idealizado
e desenvolvido pelos técnicos da METAGO, Augusto Kishida* e Ronaldo Nogueira Drummond.
Posteriormente, a zona mineraHzada em fosfato, já com uma malha quadrada de perfurações de 100
m de lado, foi reavaliacla através do método de cubagem
Método inicial - Reserva medida e indicada
por blocos, conhecido como block-table.
-Considerando a distribuição horizontal dos
elementos econômicos, a cubagem das reservas medidas e indicadas foi feita segundo niveis horizontais.
° terreno foi seccionado em sucessivas fatias de 10 m de espessura, limitadas por planos
horizontais de cotas inteiras. Assim, o nivel de 910 a 900, por exemplo, é uma lâmina de 10 m de
espessura, cuja base é um plano horizontal, cujo contorno coincide com li curva de nível 900 e seu
topo é outro plano horizontal limitado pela curva de nível 910.
Cada nível foi projetado horizontalmente numa planta de escala 1.2 000, nela plotandose
os teores médios do elemento considerado deste intervalo de 10 m. Em seguida foi delimitada a
área de influência de cada um dos furos, determinando prismas de 10 m de altura.
A área de influência para efeito de avaliação das reservas indicada + medida foi determinada
tomando-se metade da distância entre furos sucessivos exceto em furos isolados, nos quais
a área de influência foi considerada um quadrado de 200 m de lado.
* Este técnico trabalha atualmente na DOCEGEO.

CARVALHO 267
Para a reserva medida a área de influência foi calculada considerando o coeficiente de
variação dos teores obtidos pela fórmula abaixo:
a
K =~. 100
Onde
K = coeficiente de variação em percentagem
Ma = média aritmética dos teores na seção considerada
a = desvio padrão quadrático
a é calculado pela fórmula:
a =
\ I (M-Ma)2
V n-1
Onde
M == teor de cada furo, entre as cotas consideradas.
n = número de furos na seção considerada.
° coeficiente K expressa em percentagem a variação dos teores, em sentido linear.
Adotando um erro admissível de 20 % na cubagem de rese&Vamedida cada amostra foi considerada
representativa de um intervalo linear:
abaixo:
onde:
P = erro admissível de 20 %
L = comprimento da seção considerada.
Um exemplo deste cálculo de área de influência para reserva medida é apresentada
trata-se do cálculo da área de influência das reservas medida e indicada para Ti02'
na folha 1 no nível 880 a 870 (Fig. 8).
No sentido E-W
FURO M M -- Ma (M - Ma)2
se 2 -- I 14 9,3 -- 5,7 32,49
se 2 - I 12 6,8 - 8,2 67,24
se 2 - I 10 10,1 -- 4,9 24,01
se 2 -- I 8 22,1 + 7,1 50,41
se 2 - I 6 26,6 + 11,6 134,56
Sendo:
Ma =~= 15,0
M
n = 5
L = SOOM
Temos:
a=
(M _ Mq)2
n-l
74,9 - 308,71

268 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
a=
K =-!!.-. 100
Ma
8,79
K =~. 100 = 58,6%
15
a= L
(~y
= = 93,14~90 m
No sentido N-S
FURO M M-Ma
2
(M - Ma)
se 2 ~I8 22,1 + 6,2 38,44
se 2 - G8 12,3 - 3,7 13,69
se 2 -- E8 15,1 - 0,9 1,81
se 2 - e8 14,3 - 1,7 2,89
Sendo:
Ma = 15,9
n=4
L = 600 m
Temos:
a= ~ 55,83 - 4 31
3 '
K =
a=
4,21 x 100 - 27,1 %
15,9
600
~;~lj2
= 326 m
63,8 - 55,83
Neste intervalo a área de influência da reserva medida dos furos no sentido EW seria de,
aproximadamente, 90 m. Para efeito de cubagem foi adotada a média dos vários níveis que foi de 80
m, sendo 40 m para E e 40 m para W.
No sentido N-S foi maior que a metade da distância entre os furos consecutivos. A
área de influência da reserva medida foi, portanto, considerada como 100 m para cada sentido.
A área de influência da reserva indicada, é dada pela área remanescente da área con.
siderada com representativa das reservas medida + indicada (área formada quando se toma a
metade da distância entre furos sucessivos), após a subtração da área de influência da reserva
medida.
Com as áreas de influência calculadas; a altura do prisma (constante e igual a 10 m) e a
densidade do minério, as reservas foram, rotineiramente, calculadas e tabuladas.
Reserva inferida - Os furos de sonda tinham geralmente 50 m de profundidade, porém,

PROJETO
CATALAO
MAPA DAS ÁREAS DE INFLUÊNCIA DAS
RESERVAS MEDIDA E INDICADA
MINERIO.. TITANIO
INTERVALO DE N/Í/EL .. 880 - 870
CONVENÇÕES
~ ARfA DE COTA INFERIOR AO NIVEL
Em
AFLORAMENTO 00 N,'Va.
~ ÁREA DE INFLUÊNCIA DA RESEIM INOK:ADrA
EE. ÁREA DE ,NFLLiNCJA DA AESERVA MEDIDA
.,s. J
FURODE S~ f TfOR MiolO DOINTERVAlO
E8
N
x.
I
I
ESCALA
30 60 .
90 120 ~In
GRÁFICA
0..: ALANBAILAO

270 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
_ _870 _
_ _ 8S0
__'50
_ _840
~
_ 830
_ _ '20
__8/0
_ _800
---, ,.c. _ -T.90
__780
NW
SC-2-U /9
1ff ... ~
:::;
SC-2-TI8
::: :H
i:i ;;;
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CONVENÇÕES
. . . . . . . . . . . . .
. . . . . . . . . . . . . .
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. .. . RE SERVA INFERIDA
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v . r t i c oI
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.............
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.............. .............
SC-2-S/7
--~
ott. ...
.. ..
PC-2-S/7
Fig. 9- Projeto CataIão, PeriJl. de Poços de Sondagens na Zona Mineralizada em Nióbio com Esquema de Calculo da
Reserva Inferida.
devido à variação da superfície topográfica, as bases de furos sucessivos podem atingir cotas diferentes.
O bloco situado abaixo do furo mais alto topograficamente e ao lado do furo mais baixo, foi
considerado como reserva inferi da (Fig. 9).
A classe do teor da reserva inferi da é calculada, obtendo-se a média aritmética entre o
último resultado de análise da base do furo mais alto e os resultados do furo mais baixo no seu
intervalo situado abaixo do topo do bloco considerado como inferido.
Método dos block-tables - Este método de cubagem por blocos foi adotado na reava-
Híi ..
li ;. .. ...
SE

~ BLOCO SEM INA)R~S
~ FAIXA
~ FAIXA DE TEOR ENTRE !5-10% Pa0s
CONVENÇ
DE TECI't ENTRE O-t5% P,O,
~ FAIXA DETEOREH~ 10-15% fitO.
m FAIXADE nDR > PiOs
""
CARVALHO
E S H.
ESCALA
1 r
.. ..
FURO DE SONDA
AFLORAMENTC DO NfvEL CONSIDERADO.
CURVA DE NivEL
ORENAGEM
.RA'FICA
, ,
!
MO .00..
1'0
Fig. 10- Projeto Catalão, Mapa de Blocos do Intervalo de Nive1830-820 da Zona Mineralizada em Fosfato.
fiação das reservas de minério de fosfato porque a divisão da jazida em blocos, nos seus diversos
intervalos de níveis, já é um passo na preparação para a lavra.
A caracterização dos diversos intervalos de nível, todos de.l0 m de espessura, seguiu a
mesma sistemática adotada na elaboração dos mapas de isoteores e no método de cubagem com
271

272 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
coeficiente de variação dos teores, descritos nos itens anteriores.
Os blocos inteiros possuem lados de 100 m e espessura constante de 10 m. Como a densidade
do minério de fosfato foi considerada como 2,92, a tonelagem de cada bloco corresponderá a
202.000 t. Os blocos não inteiros, possuem pelo menos parte de sua área nos locais onde afIoram o
intervalo de nível considerado. Sua área portanto, não será igual àquela dos blocos inteiros e a sua
espessura será sempre inferior a 10 m, sendo necessário calculá-Ias.
Para a avaliação das reservas do intervalo de nível considerado, basta apenas computar
o número de blocos caracterizados como reserva medida, indicada ou inferida e agrupá-los de acordo
com o intervalo de classe de teores adotados, obtendo-se o correspondente quadro de reservas.
Evirlentt!mente, este método de avaliação só poderá ser aplicado se o espaçamento das
malhas de perfuração forem compatíveis. Por exemplo, para o minério de fosfato de Catalão I, a
malha máxima admissível para a aplicação deste método, é de 100 m de espaçamento. Já para o
minério de nióbio, talvez tenha que ser inferior a 50 m, tendo em vista sua grande variação de teor.
Reserva medida -Para a reserva medida só são computados os blocos que possuem furos
de sonda em seu centro. O intervalo de classe do teor é dado pelo próprio teor médio do furo de sonda
no intervalo considerado. Na Figura 10 são considerados como reserva medida dentre outros, os
seguintes blocos: N2, 02, P2, P4, 04, N6, M7, ete.
Reserva indicada - Para a reserva indicada, só são computados aqueles blocos, que
apesar de não apresentarem furos de sonda e, portanto, não possuem um teor definido, têm, pelo
menos, duas de suas faces limitadas por blocos considerados como reserva medida. O intervalo de
classe do teor é dado pela média dos 2 ou mais blocos vizinhos considerados como reserva medida.
Na Figura 10 são considerados como reserva indicada, entre outros o bloco P7, parte dos blocos M8 e
NO, etc.
Reserva inferida - Para a reserva inferida só foram computados os blocos que apesar de
obedecerem as condições dos blocos considerados como reserva indicada, só apresentam uma face
limitando com um bloco considerado como reserva medida. O intervalo de classe do teor é estimado
de acordo com a tendência das curvas de isoteores do intervalo de nível em questão. Na Figura 10
são considerados como reserva inferida os seguintes blocos: P8. P9, 09, N9 e parte do M9.
AGRADECIMENTOS
O autor deseja consignar o seu agradecimento à diretoria técnica da METAGO pela
autorização de publicação deste trabalho bem com à datilógrafa Rose Dayse Lobo de Araújo e aos
desenhistas Alexandre Machado Alves da Costa, Alan Kardec SoaresBaylão e Antônio Dário de
Araújo pelos serviços de datilografia e desenho. Reconhecidamente agradece também à equipe
técnica do Projeto Catalão, tanto do passado como do presente, em particular aos geólogos Augusto
Kishida, Elias Antônio Cuba e Iranildo Rodrigues Valença e ao Engenheiro de Minas Ronaldo
Nogueira Drummond, companheiros nos trabalhos de campo e de escritório.
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PESQUISA DE MINERAIS PESADOS
NO LITORAL DE ITABAPOANA
ESTADO DO RIO DE JANEIRO
PROJETO BUENA
PEDROA. COUTO*, ARAMISP. GOMES*, RAFAELAVENANETO*
ABSTRACT
The purpose of the works developed by Projeto Buena was the evalustion of tOO reservas of ilmenite. monazite, zirconite and
rutile in the beach sands at tOOshore ofItabapoana, M unicipality of Slo J 010 da Barra, in the State of Rio de Janeiro, Brazil,
The Projeto Buena was performed in the frame of an asreement between CPRM-CNEN ICBTN.
Because of the presence of monazite, radiometric measurements were used. as the most suitable method to prospect tOO areas.
TOO radiometry was followed by a systematic sampling using auger drill and sludge pump. Special attention was paid to the anomalies higOOr
than 100 cps, registered by the scintillometer, and to those higOOr than 40 cps, showed by the gamameter. It was found that such anomalies
generally indicated concentrations with more tOOn 5% of heavy minerais.
TOOeconomically most important deposita are related to the fossil off shore bars.
Further experimental geophysical works were performed using seismic refraction and electrorresistivity. in order to define the
thickness of the quatemary sands wich overlap the sediments of the Grupo Barreiras; the refraction method was seccessful. In addition to this, a
magnetometric prospecting was experimentally tried. The results Ihowed some contrasta between the heavy minerais concentrations and the
barren material.
The evaluation of the reserves (measured. indicated, and inferred) reach a total amount of sbout 2 millions tons with an average
grade of heavy minerais greater than 5 % .
RESUMO
Os trabalhos de avaliação desenvolvidos pelo Projeto Buena, convênio CNEN/CBTN -CPRM. no litoral de Itabapoana. município
de São Joto da BalTa. Estado do Rio de Janeiro, visaram quantificar as reservas dos pláceres praiais de ilmenita. monazita, zirconita e
rutilo.
Basicamente. as atividades constaram de amostragem sistemática e trado sludo pump nos cordões arenosos, antecedida de
levantamentos radiométricos prospectivos, aproveitando a presença da monazita associada. Foram estudadas, especialmente. anomalias com
valores maiores que 100 cps do cintilômetro e 40 cps do gamAmetro. Em geral, estas anomalias. definiram concentrações contendo mais que 5% de
minerais pesados.
Os cordões de praias fósseis contêm os depósitos de maior interesse econômico da área,
Foram realizados testes de sísmica de refraçlo e eletroresistividade. no sentido de obter dados para definir a espessura das areias
quaternárias superpostas aos sedimentos do Grupo Barreiras, com 6timos resultados para o primeiro método. Perfis magnetométricos executados
transversalmente aos cordões arenosos indicaram contrastes entre 8S concentrações e o estéril.
O processamento do cálculo de reservas (medida, indicada e inferida), faz prever um total em torno a dois milhões de toneladas
com teor médio de minerais pesados superior a 5 %.
Generalidades
INTRODUÇAO
As conhecidas areias monazíticas, distribuídas na faixa litorânea nordeste e leste do
Brasil, são constituídas por assembléias de minerais de variada composição química, originadas de
diversas fontes. No entanto, tais minerais, possuem em comum uma grande estabilidade química e
wna elevada resistência à abrasão.
.CPRM
Essa assembléia, comwnente denominada de minerais pesados, aplica.se aos minerais

"
274 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOL.OGIA
detríticos estáveis, que podem ser separados por técnicas apropriadas de sink float em líquidos
pesados, como o bromofórmio.
Os minerais pesados são constituídos de óxidos, silicatos, titanatos, columbatos, e
menos freqüenttemente por fosfatos. Entre os mais comuns temos: zirconita, rutilo, monazita,
ilmenita, leucoxênio, magnetita, hematita, limonita, cromita e cassiterita. Acessoriamente, encontram-se
turmalina, granada, estaurolita, cianita, espinélio, andalusita, zoisita, clinozoisita, epidoto,
biotita e hornblenda.
De uma maneira geral, os depósitos de minerais pesados são formados em zonas praiais,
através de um processo de seleção executado pelo movimento das ondas, efetuando, assim, uma
separação gravimétrica natural.
Nos depósitos brasileiros de minerais pesados destacam-se, quantitativamente, a
ilmenita, a monozita, a zirconita e o rutilo.
A monazita (fosfato de terras raras) poder conter tório em sua composição. Esse elemento
foi bastante utilizado no passado para fabricação de camisas de lampiões a gás. Atualmente, o
tório vem sendo estocado, pois a possibilidade de seu emprego em reatores nucleares se delineia
como bastante promissora. Assim sendo, ele é no momento um subproduto da extração dos sais de
terras raras, possuindo estes uma boa colocação no mercado mundial.
A zirconita (silicato de zircônio), utilizada na obtenção do metal zircônio, possui elevada
resistência à tração, alta dureza e propriedades refratárias, e vem sendo utilizada na obtenção de
ligas metálicas, como abrasivo e também na fabricação de materiais refratários.
O rutilo (óxido de titânio) de grande procura no mercado internacional, é empregado na
obtenção de titânio metálico, na fabricação de pigmentos e ainda na indústria de materiais cerâmicos.
Devido a intensa produção atual, espera-se uma rápida exaustão dos jazimentos conhecidos.
A ilmenita (óxido de titânio e ferro) é outra fonte de titânio. Algumas indústrias estão
utilizando-a em substituição ao rutilo, motivadas pelas grandes reservas mundiais daquele mineral.
Constitui matéria prima para a obtenção de 2 tipos de dióxidos de titânio, comumente usados como
pigmento branco em várias indústrias.
Entre os grandes consumidores de dióxidos de titânio destacam-se as indústrias de
tintas, as metalúrgicas, de papéis, de borracha, etc.
Até o ano 2.000, o crescimento da demanda do titânio-metálico será maior que o do
titânio-pigmento, em face das exigências da indústria aeroespacial.
Histórico
Os depósitos de pláceres de minerais pesados contendo ilmenita, monazita, zirconita e
rutilo, situados ao longo da faixa litorânea brasileira, são há muito conhecidos e lavrados. Apesar
disso, poucos estudos sistemáticos de pesquisa foram desenvolvidos.
Os primeiros trabalhos executados nessas ocorrências, que se tem notícia, datam de
1884, quando John Gordon estudou os depósitos litorâneos de Caravelas e Prado, no Estado da
Bahia.
Somente a partir da segunda metade do século XX, entidades governamentais e
algumas empresas particulares efetuaram esporádicos trabalhos prospectivos e de avaliação, sem
no entanto, definir o total das reservas para toda a assembléia mineral passível de uma extração
econômica. Merece destaque os estudos desenvolvidos pela CNEN, embora essas avaliações visassem,
essencialmente, a quantificação das reservas de monazita associada aos outros minerais pesados.
Em 1966, técnicos dessa entidade efetuaram estudos nos depósitos do litoral de Itabapoana e
concluíram que sob o ponto de vista do aproveitamento da monazita os teores apresentados não
eram satisfatórios, apesar de terem sido desenvolvidos em trechos selecionados das concentrações.
Os autores apontaram o setor de Tipiti, próximo ao Rio Itabapoana, como o único com possibilidades
de aproveitamento econômico.
Em fins de 1967, a CNEN considerou como reservas medidas de inonazita nos litorais
dos estados do Rio de Janeiro, Espírito Santo e Bahia o total de 22.240 t. Deste montante, o Estado
do Rio (litoral de Itabapoana) participou com 11. 770 t.

---
10Km , O. 10,
Fig. 1 1
COUTO, GOMES, A VENA NETO
MAPA DE LOCALIZAÇÃO
DA
ÁREA DO PROJETO
o
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DA BARRAU
44. 43. 42. 4'.
O 50 100 150 . , , , k",
O
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276 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Objetivos e Localização
O Projeto Buena, criado através do convênio CNEN /CBTN -CPRM, foi desenvolvido
no sentido de pesquisar as reservas dos pláceres praiais de ilmenita, monazita, zirconita e rutilo,
situados na faixa litorânea compreendida entre a Vila de Guaxindiba e a Cidade de Barra de Itabapoana,
Município de São João da Barra, Estado do Rio de Janeiro.
A programação foi calcada em um ante-projeto expedido pela CNEN, através do seu
Departamento de Exploração Mineral. Este ante-projeto além de estabelecer as diretrizes básicas,
designou o geólogo Aladar Bernabé Molnar para acompanhar os trabalhos do projeto.
GRUPO BARREIRAS E CORDÕES LITORÂNEOS
Estudos estratigráficos recentes de Campos e Silva, Mabesoone e Beurlen mostraram,
que o Grupo Barreiras se divide em 3 formações: Formação Serra do Martins, Formação Guararapes
e Formação Macaíba.
A Formação Serra do Martins, basal do Grupo Barreiras, compõe-se de uma seqüência
sedimentar arenosa e argilo-arenosa, geralmente de colorações claras e com espessura de até 50 m.
A Formação Guararapes, que engloba a Formação Riacho Morno e a Formação Guararapes
de Bigarella e Andrade (1964), é constituída de sedimentos argilosos a sílticos, areias arcosianas
e arenitos vermelhos de granulação grosseira. Após o período de deposição, os sedimentos
dessa formação sofreram um processo de intemperismo com lixiviação e infiltração de óxidos de
ferro, formando uma capa laterítica denominada Riacho Morno. A Formação Guararapes constitui
a maior parte das falésias nordestinas e sua espessura está em torno de 40 m.
A Formação Macaíba assenta-se discordantemente sobre a Formação Guararapes e é
constituída de areias brancas e areias argilosas de coloração clara. Possui uma espessura máxima de
aproximadamente 20 m.
Campos e Silva et alii (1971) dataram o Grupo Barreiras do Oligoceno Superior ao
Pleistoceno Inferior.
O ambiente deposicional do Grupo Barreiras, segundo Ab'Saber (1968), parece ter sido
de antigas planícies costeiras, hoje soerguidas, que se estendiam continuamente por todo litoralleste
e nordeste. Os sedimentos que compõem este grupo foram destacados de rochas componentes do
interlands, através de processos de desintegração em clima semi-árido.
A Formação Guararapes (Mabesoone et alii, 1972) foi originada da capa da Formação
Serra do Martins e de rochas cristalinas aflorantes na época. Semelhantemente os sedimentos da
Formação Macaíba foram fornecidos pelo intemperismo Riacho Morno da Formação Guararapes e
de material trazido do embasamento cristalino.
Os sedimentos identificados como pertencentes ao Grupo Barreiras formam, ao longo da
parte norte da área do projeto, extensas linhas de falésias de direção aproximadamente N-S,
apresentando desníveis, às vezes, superiores a 6 m.
Algumas dessas escarpas se mostram como falésias mortas recuadas até 500 m da atual
linha de praia. Em um trecho, com mais de 1.000 m de extensão, elas se situam na linha de preamar,
expostas ao contínuo trabalho das ondas, ao mesmo tempo em que confinam as areias. Estas situações
demonstram o condicionamento ocorrido no passado, durante os processos de formação das
concentrações mineraís, atualmente contidas nos cordões litorâneos. Baseado nestas observações e
pela semelhança das associações mineralógicas, pode-se afirmar, que tanto os depósitos em formação
como os cordões litorâneos, pertencem a um mesmo litótopo.
A execução de perfis radiométricos nas frentes de falésias, aproveitando a íntima
associação da monazita com os outros minerais pesados, mostraram valores significativos somente
nos níveis em que os sedimentos do Grupo Barreiras se apresentam intercalados com material
arenoso praia!.
Afastando-se para oeste, os sedimentos do Barreiras formam morros arredondados, não
ultrapassando a cota de 20 m. Fora dos limites ocidentais da área do projeto, o Barreiras raramente
aparece além de 50 m de altitude.
A formação de corpos arenosos marinhos, como os ocorrentes na área, foi resultante do
trabalho acumulativo executado através do movimento sistemático das ondas na zona de rebentação.
Estes corpos são classificados como barras marinhas (off shore bars) ou mais especificamente

41.0S'
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COUTO, GOMES, A VENA NETO 277
PROJETO BUENA
MAPA DE LOCALIZAÇÃO DOS CORPOS
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278 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
como cordões litorâneos.
Os cordões se situam paralelamente à frente deposicional e para haver uma acumulação
suficiente são necessários, pelo menos, uma apropriada intensidade e grandeza da ação das ondas,
adequado grau de declividade da faixa litorânea e, ainda, disponibilidade quantitativa de material
arenoso.
Os corpos mineralizados estudados estão contidos nestes cordões litorâneos que, geralmente,
se destacam topograficamente ao longo da área, com exceção do corpo Ponta do Retiro I e II
situados em praia atual.
Radiometria
PESQUISA DOS DEPÓSITOS
As concentrações de minerais pesados contidas nos cordões litorâneos foram delimi.
tadas, preliminarmente, através de levantamentos radiométricos, aproveitando a presença das
terras raras contidas na monazita associada aos outros minerais pesados. Na execução desses
trabalhos foram empregados cintilômetros tipo SPP 2 - NF e gamâmetros G MT - 3T, marca
Saphymo-Srat, para detetar e medir radiações gama.
O levantamento cintiloinétrico foi realizado, tomando-se como base uma linha locada
longitudinalmente na suposta parte central das mineralizações. Várias vezes isto não pode ser
efetivado rigidamente, devido aos serviços de lavra, anteriormente executados, terem espraiados
irregularmente as concentrações restantes.
Em espaçamentos de 200 m foram executadas leituras seguindo linhas transversais
perpendicularmente ao eixo, com intervalos de leitura de 25 m. O número de medições, para cada
lado-das transversais, variou de acordo com a largura da faixa mineralizada.
A interpretação dos dados de campo resultou na confecção de mapas cintilométricos com
traçaoos de linhas de isoradioatividade em intervalos, segundo uma distribuição log-normal dos
valores de leituras em cps. Destacando-se anomalias com valores acima de 100 ou 150 cps, com
oscilações de área para área.
A partir das leituras obtidas na aplicação de gamâmetro em áreas selecionadas pela
cintilometria foi processado um programa de computador, resultado na confecção de mapas gama
total e gama residual. Estes mapas quando comparados com o de isoteor em ,minerais pesados
demonstra o perfeito controle das concentrações através da interpretação radiométrica.
O emprego de computador objetivou alcançar uma racionalização no tratamento dos
dados obtidos através de leituras com gamâmetro, considerando a grande massa de dados a serem
processados para uma interpretação completa.
Foi utilizado o programa NST - Numerical Surface Technique, desenvolvido pelos centros
de pesquisa da IBM para emprego no cálculo e representação de superfície definidas por polinômios.
Este programa foi preparado para o computador 1130 e o respectivo Plotter, fornecendose
as coordenadas X e Y de cada ponto de leitura e a intensidade da grandeza, isto é o valor da
leitura em cps. O programa completo é constituído de vários subprogramas que inicia com o Load
Data Randon (LODAR), que fixa na memória do computador os dados básicos referentes a cada
estação e conclui contornando por curvas isoanômalas representativas da geometria da superfície,
através do subprograma Countouring (CONTR).
Os dados de leituras foram lançados no computador mantendo as posições das estações
medidas no campo e através delas foi confeccionado o mapa gama total, calculados os valores regionais
(background) e finalmente traçado o mapa residual. Os valores residuais para cada ponto
foram calculados através da diferença entre o valor gama total e o valor regional de cada ponto.
Amostragem
Para o desenvolvimento da pesquisa nas áreas dos corpos mineralizados indicados pela
radiometria, foram estabelecidas malhas de amostragem, que variaram em função da disposição das
anomalias detetadas. Basicamente, foram utilizadas malhas retangulares, quadradas e quadra-

PROJETO BUENA
MAPA GAMA TOTAL
PROGRAMA/ NST-IBM (MAPA GAMA - NUPRX- CONTOR)
Fig.3
(COMPUTADOR: 25.4")
LARGO
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o LEGENDA
COUTO, GOMES, A VENA NETO
0/ C'J"VA ISOGÂMICA
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1113
PROJETO BUENA
MAPA GAMA RESIDUAL
PROGRAMA/ NST-IBM (MAPA RESD - NUPRX-CONTOR)
(COMPUTADOR: 25.4")
L A R G O
(TRECHO DO CORPO)
LEGENDA
O' V eU_VA'IOIÃMltA «8,.1
,,0/
279
CU"VA'lod.IIIICA 111-

280 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
PROJETO BUENA
MAPA DE
MINERAIS
ISOTEOR
PE SADOS
ACIMA DO N. FREÁTICO
L A R G O
TRECHO DO CORPO)
~ CURVA DE JSOTEOR
LEGENDA
l!::o/'CURVA DE ISOTEOR
-UH'[RIO".
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PESADOS.
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C,.
A8AIXO DE S% DE
MIHERAIS PESADOS.
ENT"E h 10 % DE
M'NERAIS !"tUDOS.
[NTlU 10. 20% DE
MINERAIS PESADOS.
ACIMA OE 40% DE
MINERAIS PESADOS.
Fig.S Fig.6
acrescentar o peso dos homens ao do revestimento, proporcionando uma pressão constante necessária
a penetração da coluna.
O material que passou a ocupar o interior do revestimento foi removido com emprego de
sludge pump. Equipamento este, que consta de tubos de aço possuindo um nariz removível na
terminação inferior, constituído de uma sapata contendo em interior uma válvula de esfera para
aprisionamento do material amostrado.
Com os resultados das análises mineralógicas do material coletado, foram confeccionados
mapas de isoteores de minerais pesados, delimitando concentrações superiores a 5%.
Foram definidos 16 corpos mineralizados nos cordões litorâneos e 2 em praia atual.
Os comprimentos das concentrações variaram de 300 a 2.000 m, com larguras supe-

COUTO, GOMES, A VENA NETO
riores, por vezes, a 200 m. A espessura do pacote arenoso oscilou, desde alguns cm nas proximidades
do contato com o Grupo Barreiras, até a mais de 11 m em outros locais.
Os trabalhos de sondagem executados com utilização de sonda rotativa Winkie, modelo
GW - 15, mostraram a existência de leitos arenosos contendo minerais pesados em intercalações
com material argiloso, na passagem dos cordões litorâneos para os sedimentos do Grupo Barreiras
sotopostos.
Ensaios de Aplicação de Outros M4!todos Geofísicos
Foram empregados, experimentalmente, métodos de eletroresistividade e de sísmica de
refração visando a obtenção de dados que possibilitassem a determinação da espessura dos cordões
arenosos sotopostos aos sedimentos do Grupo Barreiras. Além disso, foram executados ensaios
magnetométricos na procura de elementos que auxiliassem na definição do comportamento das
mineralizações .
Eletroresistividade
A aplicação dos testes de eletroresistividade foi executado em áreas selecionadas dentre
aquelas já definidas pelos serviços de amostragem. O equipamento utilizado foi uma unidade de IP,
modelo da Geotronics, com transmissor T-2600 e receptor R-401/s, que determina a resistividade do
material atravessado, podendo ainda fornecer, o fator de condução metálica e o efeito percentual de
freqüência.
Foram testados diferentes arranjos em linhas transversais aos cordões arenosos das
áreas selecionadas, tendo sido o dispositivo SchIumberger o primeiro empregado, objetivando a
determinação da espessura dos corpos arenosos. Complementando, foi aplicado o dispositivo
SchIumberger modificado de mapeamento elétrico (Gradient Mapping Method), com a finalidade de
conseguir elementos para localizar, em profundidade, horizontes onde houvessem maiores concentrações
de minerais pesados. Estes horizontes poderiam ou não ser coincidentes com o posicionamento
do nível freático.
O método de eletroresistividade, mesmo com a aplicação de diversos arranjos e alguns
artifícios, não se mostrou aplicável na área do projeto. A principal dificuldade encontrada foi a não
passagem de corrente elétrica através dos corpos arenosos, devida ao fato de serem estes de composição
essencialmente quartzosa, friável, e ainda por não se apresentarem cobertos por um solo
desenvolvido, ainda que incipiente.
Mesmo com as tentativas de utilização de diferentes freqüências na unidade transmissora,
de diversos espaçamentos entre os eletrodos, além de, previamente, umidecer esses eletrodos
de corrente com soluções salgadas e às vezes como argila embebida em água, as leituras, quase
sempre, não puderam ser realizadas. Ocorreu, em diversas tentativas, que a corrente era transmitida
mas não era possível conseguir uma estabilidade do receptor e; conseqüentemente, efetuar as
leituras.
Os melhores resultados, ainda que não suficientes para uma interpretacão, foram conseguidos
na extremidade norte do corpo Guriri, onde havia a presença de um solo areno-argiloso
sobre um pacote, em que a argila também se fazia presente em mistura com o material quartzoso,
tornando-o menos friável.
Esta última tentativa veio comprovar, que o trânsito da corrente elétrica foi prejudicado
principalmente pela constituição essencialmente friável dos cordões arenosos que compõem estas
áreas.
Uma dificuldade adicional à passagem da corrente elétrica necessária ao experimento,
foi a presença de zonas pantanosas adjacentes aos cordões pesquisados.
Os entraves operacionais, assim, tornam impraticável a utilização deste método na área
do projeto, para a finalidade proposta.
Magnetometria
Para os trabalhos de medições de çampo foi ~tilizado um magnetômetro de próton,
modelo G-806 fabricado pela Geometrics, que mede a intensidade total do campo geomagnetico,
281

282 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
com precisão fornecida pelo fabricante de:l: 1 gamma. As leituras foram corrigidas para a variação
diurna.
Os testes foram realizados nas áreas de Largo, Asmos, e Guaxindiba, selecionadas para
esta finalidade, sendo que em todos foram empregados espaçamentos de 25 m entre as linhas, e
intervalos de leituras transversais de 10 m. Foram utilizadas também, em Guaxindiba, algumas
medições de 5 em 5 m.
As medidas de Intensidades Totais (Z), corrigidas, foram plotadas em planta e traça das
as linhas de contorno em intervalos de 1 gamma, sendo assim, contruídos os mapas de isoanomalias.
Em todas as áreas interpretadas foi observado o fato de que, geralmente, às altas concentrações
de minerais pesados corresponderam mínimos magnetométricos relativos. Contrariamente,
às baixas concentrações equivaleram a máximos magnetométricos.
As anomalias encontradas foram pequenas, fornecendo uma diferença dos mínimos para
os máximos magnetométricos em torno de 10 gammas. Entretanto, considerando que a precisão do
instrumento é da ordem de:l: 1 gamma e que todos os cuidados operacionais foram tomados,
especialmente na aplicação das correções diurnas, pode-se dizer que tais anomalias, embora pequenas,
tem significado na interpretação do comportamento das mineralizações.
As superposições entre os mínimos magnetométricos e os máximos dos teores de minerais
pesados podem ser atribuídas, essencialmente, à constante presença de minerais ferrosos
nessas concentrações. Nas áreas consideradas, a magnetita tem uma participação de apenas 0,2%
do total de minerais pesados, mas a quantidade de ilmenita aliada a outros óxidos de ferro com
propriedades para magnéticas , parecem emprestar ao conjunto o comportamento de um pequeno
corpo magnético, resultando, então as curvas características da intensidade total no hemisfério sul
magnético.
Não está afastada a possibilidade de algumas dessas anomalias serem decorrentes da
presença de concentraçõe!i ferruginosas nos sedimentos do Grupo Barreiras sotopostos aos cordões
pesquisados.
As interpretações demonstraram que, pelo menos nas áreas testadas, os setores ricos em
minerais pesados estão quase sempre coincidentes com os baixos magnetométricos relativos.
Sísmica de Refração
Na execução dos perfis testes foi aplicado um instrumento de refração sísmica modelo
RS-4, fabricado pela DRESSER - South Western Industrial Eletronics, dispondo de 12 canais.
Para cada disposição dos geofones (spreads) processou-se um tiro em cada extremidade
e outros adjacentes a esta situação.
Para os cálculos das profundidades foram utilizados somente os tiros nas extremidades
de cada dispositivo, uma vez que em todas as secções, as distâncias críticas não excederam à metade
dos comprimentos dos dispositivos. Os tiros afastados foram empregados apenas para comprovar
a existência de um único refrator de alta velocidade, além de servirem de elementos de controle
deste refrator para os tiros mais próximos.
Em todos os dispositivos utilizados procedeu-se à execução de tiros reversos.
Foram levantadas linhas do corpo Asmos e do corpo Guaxindiba, dispostos transversalmente
em relação aos maiores comprimentos das mineralizações e medindo respectivamente 50, 75 e
200m.
Os tiros foram efetuados próximos à superfície, ficando os bastões de dinamite, ou
frações destes, depositados em furos de duas polegadas de diâmetro e a uma profundidade, aproximadamente,
de duas vezes o comprimento do bastão utilizado.
Para os dispositivos de 25 m, foram empregados 1/4 de um bastão de 200 gr para os
tiros próximos e 1/2 bastão para os tiros afastados. No caso dos dispositivos de 50 m foram utilizadas
cargas dobradas.
Em razão das áreas não apresentarem grandes desníveis topográficos e por não se dispor
de dados detalhados de altimetria, não foram efetuados correções topográficas. Foram determi.
nadas, apenas, as profundidades abaixo dos pontos de tiro.
A espessura da camada acima do lençol freático foi calculada pela seguinte equação:

Sendo: Zo
Til
Vo
VI
Ti
Zo= !-
2
COUTO, GOMES, A VENA NETO
V V
I o
~[- V~
Espessura da primeira zona
Intercept Time da primeira camada
(obtido através do gráfico de perf1l)
Velocidade na camada superior
Velocidade na camada saturada (abaixo
do nível freático)
A espessura da camada satura da foi fomecida pela equação:
Onde - Espessura da camada saturada (abaixo
do nível freático)
Intercept Time para a camada saturada
Velocidade do refrator inferior
A espessura total foi obtida pela soma das duas camadas:
Através da análise dos perfis tempo-distância conclui-se, que nas áreas estudadas
ocorrem 3 camadas bem definidas COm comportamento horizontal ou apresentando mergulhos
suaves:
1. Camada Superior - Constituída de areias friáveis, às vêzes cobertas com um solo
incipiente, material de seco a úmido e localizado acima do nível freático, apresentando velocidades
extremamente baixas .(entre 70e 250m/s).
2. Camada Saturada - Formada de material arenoso com água, com velocidades, que
variaram, entre 300 e 440 m/ s no corpo Asmos e entre 370 e 590 m/s no corpo Guaxindiba.
3. Camada do Topo do Grupo Barreiras - Constituída por sedimentos essencialmente
argilosos, por vezes cobertos por leito de materiallaterítico. No corpo Asmos esta camada foi perfeitamente
identificada, mostrando velocidades que oscilaram entre 1.250 e 1.920 m/s. No corpo
Guaxindiba uma camada de comportamento idêntico com velocidades entre 1470 e 1920 m/s foi
detectada a profundidades menores do que as indicadas pela amostragem, impedindo a determinação
da espessurl\ total do corpo. Esta camada, de natureza concrecional é essencialmente constituída
de leitos endurecidos formados por grãos de areia cimentados com material conchífero.
Os resultados obtidos pela sísmica de refração, considerando-se as naturais flutuações
do nível freático em decorrência das variações climáticas, foram satisfatórios quando comParados
com os valores reais.
Conforme ficou provado na execução do perfil de Guaxindiba, a presença intercalada de
leitos endurecidos ou concrecionais no interior dos corpos arenosos, obscurecem a investigação das
camadas localizadas abaixo destes leitos.
Os dados de velocidade de propagação obtidos nos registros sísmicos permitem estimar
um relacionamento comparativo entre camadas de comportamento idêntico em corpos diferentes.
Assim, por exemplo, pode-se dizer qUê no COrpOGuaxindiba O materialareno50 l5eIprese:Q.ta mais
compacto do que no corpo Asmos.
283

284 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Na'aplicação do método descrito em outras áreas, deverão serefetuadas, ocasionalmente,
sondagens manuais ou mecânicas visando determinar a presença de outras discordâncias com os
valores obtidos pela sísmica em relação aos refratores.
CONSIDERAÇOES GENÊTICAS
Existe no litoral brasileiro uma flagrante constância entre a presença dos depósitos
arenosos contendo minerais pesados e a proximidade de ocorrência do Grupo Barreiras. Esta
observação cresce de importância considerando-se o fato de que, geralmente, em âmbito regional,
onde os sedimentos deste grupo estão mais próximos da linha de costa, as concentrações de minerais
pesados em pláceres se apresentam mais ricas. Uma hipótese a considerar na explicação desse
acontecimento seria, que a presença de uma topografia contrastante provocada pelos afloramentos
do Grupo Barreiras, freqüentemente em elevações e formando falésias, funcionariam como verdadeiros
anteparos, que auxiliados pelas formas adequadas da linha costeira, confinariam o material
arenoso colocando-o a disposição do movimento oscilatório das ondas em um trabalho comparável
ao realizado por jig. Esse deslocamento repetitivo das areias executado pela água do mar,
separaria mecanicamente os minerais leves dos pesados, arrastando ambos no movimento da onda
em direção ao continente e depositando os mais pesados pela menor competência da água no movimento
de retorno.
O material detrítico original seria carreado do continente através da rede de drenagem,
especialmente pelo trabalho dos rios de grande vazão, e distribuído através de correntes marinhas
pela zona de plataforma sendo posteriormente, por correntes marinhas favoráveis, trazidos até as
praias.
A desagregação do material das rochas do interlands resultaria da atuação do intemperismo
e consequente remoção química e mecânica dos minerais, acompanhado de um trabalho
seletivo, atuante também durante a efetivação do transporte em direção ao litoral.
Outra hipótese, admitida'por vários autores, aponta os sedimentos do Grupo Barreiras
como portadores das primeiras concentrações de minerais pesados atuando, então, como protominério.
Seguir-se-ia, uma reconcentração do material desagregado do Barreiras através da ação
das ondas, principalmente nas frentes de falésia, reconcentrando os minerais e originando, finalmente,
os depósitos.
As ocorrências mundiais distribuídas em zonas litorâneas, indicam que os importantes
depósitos de pláceres praiais tendem a se situarem em faixas costeiras estáveis e ao longo de orlas
oceânicas que tenham uma plataforma com suave declividade em direção ao mar.
O fato das concentrações de minerais pesados detríticos, de interesse econômico, constituídos
pela assembléia-tipo: ilmenita, monazita, zirconita e rutilo estarem condicionadas a depósitos
preferentemente praiais, advém da necessidade da presença de um ambiente de alta energia
e larga extensão para favorecer acumulações minerais suficientemente ricas e extensas.
CONCLUSOES
1) A aplicação da radiometria, com utilização de cintilômetros e/ou gamâmetros, mostrou-se eficaz
na prospecção de concentração de minerais pesados tipo plácer praial, que apresente monazita
associada;
2) A investigação de níveis arenosos, com possibilidades de conter concentrações de minerais
pesados, no interior do Grupo Barreiras, demonstrou, que apenas nas zonas transicionais dos cordões
litorí'meos para os sedimentos argilosos do referido grupo, podem apresentar possibilidades de
apresentar teores econômicos desses minerais;
3) Os ensaios de magnetometria executados, mostraram a validad-e do emprego deste método em
trabalhos prospectivos de minerais pesados em areias, especialmente em áreas onde existam teores
significativos de magnetita participando da assembléia mineralógica;
4) Os testes de sísmica de refração, apesar de demonstrarem eficácia na determinação da espessura
dos cordões arenosos, não apresentaram custos suficientemente baixos para competir com as
investigações utilizando sondagem manual. Isso torna-se mais notável, considerando-se que concentrações
situadas a'grandes profundidades, tendem a ter o seu interesse econômico reduzido;

COUTO, GOMES, A VENA NETO
5) O emprego da eletroresistividade para a finalidade proposta, pelo entraves operacionais descritos
nos texto, não ~viável em áreas com mesmo comportamento geológico.
6) Os trabalhos de avaliação das concentrações de minerais pesados, ao longo da área estudada,
permitem considerar uma reserva total em tomo de 2 milhões de toneladas com teores acima de 5 % .
7) A experiência desenvolvida nos trabalhos de pesquisa mostrou, que em situações idênticas,
deverão ser aplicadas as formas de prospecção e pesquisa descritas, com variações a depender da
assembléia de minerais presentes na área a ser estudada.
AGRADECIMENTOS
Os autores são gratos ao gerente da Usina de Buena Sr. Antônio Carlos de Andrade e
sua equipe, pela prestimosa colaboração no transcorrer dos trabalhos de campo. Gratidão que se
estende ao pessoal de laboratório da CBTN, mais diretamente ao técnico Walter Vicentin, pela
dedicação demonstrada na execução das análises mineralógicas.
Agradece-se ainda ao DEGEO/CPRM, na pessoa do geofísico Nagib Chamon, responsável
pelo testes de sísmica de refração executados na área. A toda equipe de campo incluindo
administradores, técnicos em mineração, sondadores, topógrafos, auxiliares de campo e tradeiros,
que direta ou indiretamente contribuíram para que se alcançasse os objetivos propostos.
Registra-se especial agradecimento ao geofísico Antônio Carlos Motta, responsável pela
execução dos ensaios de eletroresistividade e magnetometria, além da programação de computador
para interpretação dos dados radiométricos. Da mesma forma ao geólogo Raymundo José de Sá
Filho pela participação na confecção do relatório final do projeto e ao geólogo Geraldo Vianney pela
supervisão do texto.
Finalmente, cumpre reconhecer a eficiente supervisão técnica empreendida pelo geólogo
Inácio Delgado (DIGEC/SA) e o engenheiro de minas Jayme Buarque de Gusmão (DEGEC/DO).
BIBLIOGRAFIA
AB'SABER, A. 'N. . 1968 - o relevo brasileiro e seus problemas. In: AZEVEDO. A. . Br.oIl,. t oho são Paulo, N.rioneJ., .3, p.I35.
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----
285

PROSPECÇÃO GEOQUÍMICA DE SEMI-DETALHE E DETALHE
NO MACIÇO BÃSICO E ULTRABÃSICO
DE AMERICANO DO BRASIL, Go
MARCELO JOSÉ RIBEIRO*, MOACYR MARTINS DOS SANTOS*
ABSTRACT
This paper gives a thorough account of the geochemical exploration in AlRBricenodo Brasil. Anicuna County. Ooiás. which
succeded in the discovery of the firet copper-nickel-sulphide mineralization ever found in Brazil in a baaic-ultrabasic igneous complexo The morphology
and geology of the pluton are brieily treeted. and a sl10rt description is given of the mineral paragenesis in the ore.
RESUMO
Este trabalho descreve todos os paasos da cempanha geoquimice realizada em Americeno do Brasil. Municipio de Anicuna (001.
que levou à descoberta de uma mineralizaçlo niquel-cupro-sulfetada associada a um maciço b6sico-ultrabásico. Apresenta ainda um breve resumo
da morfologia e geologia do maciço, bem como uma slntaae da descriçAo do minério encontrado.
HISTORlCO
O maciço de Americano do Brasil foi, em 1969, reconhecido e delimitado na escala
1:100.000 pelos alunos D. Garcez Filho e A. J. A. Figueiredo, do Curso de Geologia da Universidade
de Brasília, sob a orientação do professor M. Dardenne e denominado maciço de São João
(Dannietalii, 1973, pp. 160-180).
Sabendo tratar-se de um corpo diferenciado (eram então conhecidos piroxenitos, gabros
e dioritos) e havendo conhecimento da existência de sulfetos (pirita) na sua borda este, os geólogos
Carlos Maranhão Gomes de Sá e Gil Magno W. de Medeiros, da METAGO realizaram, a partir de
junho de 1972, rápidas visitas à área. Em um afloramento de diorito a grão fino, localizado na borda
sul, observaram a presença de pirita e rarissima calcopirita. Dosagens nesta rocha e em gabros
indicaram valores entre 0,1 % e 0,2% Cu, com um máximo de 0,49% Cu, associados a teores de até
0,15% Ni e sempre inferiores a 0,10% Co (1.000 ppm). Algumas destas análises estão colocadas no
Quadro 1.
Estes resultados levaram a MET AGO requerer áreas para pesquisas e já em janeiro de
1973 iniciar os trabalhos de prospecção sobre o maciço, a cargo dos autores deste estudo.
Na Figura 1 é apresentada a localização do maciço, salientando-se a sua proximidade
com Anicuns, cidade ligada à Goiânia por 80 km de estrada asfaltada.
PROSPECÇAO GEOQUÍMICA SEMI-REGIONAL
Em vista de escassez de afloramentos sobre amplas áreas do maciço, decidiu-se que
caberia aos levantamentos geoquímicos a principal tarefa na prospecção, associada ao indispensável
conhecimento geológico de base.
*METAOO

288 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
QUADRO 1
Análise de rocha. Primeiros
resultados obtidos em Americano do Brasil.
N9 Cu Ni
PBB - 34 0,49% 0,1 %
PBB - 35 A 0,36% 0,1 %
PBB - 40 B,O? % 0,15 %
PBB - 44 0,04% 0,10%
QUADRO 2
Dados da campanha semi-regional.
Sub.área P Am PB PC PS Área D
I 28 93 4 14 10 ]0,2 2,8
2 25 81 7 13 5 10,7 2,3
3 20 65 10 4 6 8,2 2,4
4 22 66 4 5 13 9,2 2,4
5 22 63 10 4 8 10,2 2,1
6 25 72 8 7 10 14,4 ],7
P =número de pontos de amostragem; Am = total
de amostras por su~área; PB = pon tos em barranco
de drenage.nt; PC =pontos em cabeceira de drenagem;
PS =pontos sobre solos; Área em km2;
D =densidade de pontos por km2.
Tratando-se de um corpo longo de 16 km no sentido E-W e com 2 a 5 km de largura,
planejou-se uma campanha geoquímica de orientação em escala semi-regional através de amostragens
dirigi das. Esta orientação possibilitou varrer-se 63 km2, subdivididos em 6 sub-áreas (Fig.
2), através de 142 pontos de amostragem e um total de 440 amostras (média de 3,7 amostras por
ponto). A densidade foi de 2,3 pontos de amostragem e 7,4 amostras por km2. Do total de amostras,
149 foram de cabeceiras de drenagem, 131 de solos e 160 de barranco de drenagem (Quadro 2). As
análises foram realizadas para Ni, Cu e Co sobre amostras totais, utilizando-se um espectofotômetro
de absorção atômica Perkin-E1mer, modelo 303, do Departamento de Análises da MET AGO.
O ataque, realizado sobre 0,2 g de amostras pulverizadas a menos 100 mesh, foi feito através do
HCI-HN03 a quente.
50"00 '
Fig. 1 - Mapa de Localização
I
o
!JO"!O'
,
20
..
I I
40 450
110°00
I
.OK....
O tipo de amostragem realizada possibilitou uma economia de cerca de 800 amostras
(2.400 dosagens) em relação a uma amostragem de solos tipo malha, anteriormente planejada. Na
amostragem dirigida coletou-se amostras sobre pontos pré-escolhidos em função de uma representabilidade
maior em área; somente em casos onde a topografia não permitiu este tipo de amostragem
é que coletou-se amostras de solo a 50 cm de profundidade.
K.

Tipo amost. NP de Background ( * ) Limiar ( * ) Valor máximo ( * )
Amost. Ni Cu Co Ni Cu Co Ni Cu Co
Cabeceiras 149 215 140 63 2100 800 435 5890 2050 720
Barranco 160 160 66 64 1170 200 300 3870 1495 655
Solos 131 190 136 45 720 490 300 830 780 280
Tipo Amostra Ni Cu Co
Cabeceiras 27 15 11
Barranco 24 22 10
Solos 4 5 6
o 1200 :MOO.. - I
N
f
--
............ 5
Amostra Ni (ppm) Cu (ppm) Co (ppm)
PA- 1-14A 2740' 220 530'
148 5890' 2050' 720'
14C 2150' 165 59'5'
PA-1-16A 3870' 1495' 655'
168 900 130 240
16C 850 140 215
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RIBEIRO, SANTOS 289
Os cálculos de background (B = ~ xi.ni/N) e do limiar (L = B + 38) foram realizados
para cada um dos 3 tipos de amostras coletadas e os resultados, tabulados no Quadro 3, confirmaram
que as condições geoquímicas presentes nas cabeceiras de drenagem possibilitam maiores
concentrações de elementos metálicos. Como se observa, estas amostras forneceram para os 3
elementos dosados, sistematicamente maiores backgrounds e maiores anomalias.
Da análise estatística ressalta que, mesmo com o alto grau de confiabilidade que atribuimos
ao cálculo de limiar (probabilidade de 0,2%), apareceram anomalias fortemente marcadas.
No Quadro 4 estão os valores dos contrastes, vendo-se que as anomalias menos marcadas são
aquelas relacionadas com a amostragem de solos.
QUADRO 4
Contrastes Observados na prospecção regional
QUADRO 3
Análise estatística dos dados da prospecção regional
QUADRO 5
Pontos de amostragem de maior anomalia;
prospecção semi-regional;sub-área 1.
* valores anômalos
Fig. 2 - Esquema das Sub-Áreas usadas na Prospecção
Semi-RtJ 'onal

290 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Nas Figuras 3 e 4 apresentamos o resultados para níquel e cobre obtidos na amostragem
da sub-área 1. O valor indicado em cada ponto de amostragem se refere ao maior valor obtido, entre
as amostras coletadas neste ponto. Salientam-se logo os pontos 14 e 16, cada um composto por três
amostras e, cujos resultados são mostrados no Quadro 5.
Na prospecção semi-regional, inúmeros pontos forneceram amostras com valores acima
dos limiares calculados; comparando-se os Quadros 3 e 5 observa-se que os valores máximos de Ni,
Cu e Co obtidos nas 6 sub-áreas correspondem as amostras PA-I-14B e PA-I-16A, apanhadas
respectivamente na cabeceira e a 500 m a jusante, de uma drenagem seca. Na margem direita desta
drenagem afIoram piroxenitos.
~880
-L EGENDAt:.
AIIOITIIA DI IOW
O A~ADI_IIIA.__II
o AIIOITIIA DI .AII..AIICO
-LEGENDAt:.
AII08T11A. IOLO
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LIIlITE 11
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A ~420
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FIG 3-PROSPECCAO SEMI-REGIONAL
RESULTADOS PARA NI'QUEL
, (ppm) SUB-ÁREA 1
o IDO 800..
A
780
A
818
f4 A A
120 530
140
f
o '00
-
FIG 4-PROSPECÇAO SEMI-REGIONAL
,
800..
RESULTADOS PARA COBRE
( p pm) SUB -ÁREA 1

o 1200 MOOIII.
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RIBEIRO, SANTOS 291
A MALHA DE DETALHE A
Localizados os resultados analíticos no mapa e identificados os pontos anômalos, retornou-se
ao campo para verüicação dos dados. Encontrou-se, então, as rochas ultrabásicas à olivina
(dunitos e peridotitos), cujo contato com os piroxenitos dá-se ao longo do Córrego Sêco. O contato
entre as ultrabásicas (designação que reservaremos, somente, ao~ dunitos e peridotitos) e os gabros
dá-se ao longo do Córrego Salgado. Tendo-se deste modo, do norte para o sul: piroxenitos, ultrabásicos
e gabros. Nesta etapa dos ttabalhos, não foram observadas mineralizações sobre nenhuma
das litologias, salvo num pequeno bloco rolado de dunito, encontrado no leito do Salgado, que continha
alguns cristais de calcopirita e malaquita. Em vista destes dados estabeleceu-se a Malha A, de
detalhe, de tal modo que metade dela tombasse sobre os piroxenitos e metade sobre as ultrabásicas
e os primeiros afloramentos de gabro ao Sul do Salgado.
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Fig. 5 - Esquema das Malhas Utilizadas na Prospecção de
Semi-Detalhe
A amostragem foi realizada segundo uma malha quadrada de 50 m de lado; as dimensões
totais da malha A foram de 1.000 m no sentido E-W e 500 m no sentido N-S. As amostras de
solo foram retiradas a 30 em de profundidade e peneiradas no local, reconhendo-se de 100 a 200 g de
fração entre 80 e 120 mesh. Totalizou-se 219 amostras de solo, além de inúmeras amostras de rochas
que foram analisadas para Ni, Cu, Co pelo método químico citado. (Fig. 5).
Os mapas geoquímicos de níquel, cobre e cobalto da malha A estão nas Figuras 6, 7 e 8 e
os resultados de análise estatística, no Quadro 6. As anomalias geoquímicas estão claramente localizadas
entre os córregos Sêco e o Salgado, isto é, sobre as rochas duníticas e peridotíticas, cujos
limites são extremamente coincidentes com a curva de isoteor de 2.000 ppm Ni (Fig. 6). A interpretação
geoquímica dos dados, facilitada pelos altos teores encontrados, foi baseada nas seguintes
considerações :
QUADRO 6
Resultados estatísticos da Malha A (valores em ppm)
Bem. Back Limiar Valor máx. Contraste N9 Amost.
Ni 1.699 4.415 12.100 7 219
Cu 591 1.880 10.270 17 219
Co 273 694 860 2 219
- O niquel apresenta-se normalmente com teores entre 2.000 e 3.000 ppm em rochas
ultrabásicas ricas em olivina e com teores entre 140 e 200 ppm em gabros; os piroxenitos apresen-
"

292 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
tam teores intermediários (Quadro 7). Em virtude de sua tendência em concentrar-se, quando da
intemperização da rocha, na inter-face solo-rocha, os teores em Ni obtidos em amostragem superficial
serão um reflexo de espessura do solo. Em áreas de rochas aflorantes, topografia acentuada e
solo pouco espessos, como na malha A, a experiência acumulada pela METAGO indica valores
entre 1.500 e 4.000 ppm Ni sobre ultrabásicas não mineralizadas. Como as condições de litologia,
topografia, solo e vegetação na malha A são aproximadamente constantes, interpretamos os quatro
altos do níquel (Fig. 6) como anomalias significativas.
QUADRO 7
Background de Ni, eu e Co em rochas (vaIores em ppm)
Litologia Ni Cu Co Referência
Dunitos 1100 10 180 Challis, 1965
Ultramáficas 1500 30 110 in Willye, 1967
Serpentinitos 3700 - 270 Ribeiro, 1973
Serpentinitos 2030 34 76 Issa, 1974
Serpentinito: rocha 1600 26 180 Ribeiro, 1974
Serpentinito: solo 3900 67 346 Idem, Idem
Piroxenito 800 - - in Wilye, 1960
Clinopiroxenito 509 27 47 Issa, 1974
Básicas 97 149 32 in Shaw, 1964
Gabros 122 154 135 Ribeiro, 1973
Olivina-Gabro 102 5 61 Bowes, 1969
Gabro 119 21 36 Liebenberg, 1969
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6 - MAPA GEOQUIMICO DO 11i QUE L NA MALHA A
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. -~800--- -..-
--.-.-.--

RIBEIRO, SANTOS 293
- O raciocínio para o cobalto é análogo ao aplicado para o níquel, apesar da ampla
diferença dos backgrounds entre ambos. Observamos a coincidência dos quadro altos do Co com os
já observados para Ni eCo.
O exame macroscópico, das amostras de rocha coletadas sobre a malha A, foi negativo
quanto a presença de sulfetos, salvo no caso da anomalia localizada a Este da malha. Encontrou-se,
aí, um pequeno afloramento de peridotito altamente alterado e impregnado de malaquita.
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FIQ 1- MAPA GEOQUIMICODO COBRE NA MALHA A
00-. -- ~.......
ESBOÇO DA MORFOLOGIA E GEOLOGIA DO MACIço
Durante a amostragem semi-regional e de detalhe da Malha A, foi dada atenção, às
características geológicas do maciço. O mapa geológico e a petrografia do mesmo, ainda em elaboração,
serão divulgados em trabalhos posteriores; daremos aquí um breve resumo dos conhecimentos
atuais.
Morfologicamente, divide-se o maciço em 3 unidades:
- Unidade I, correspondendo a extremidade este do corpo e abrangendo a metade este
das sub-áreas 1 e 2, é caracterizada por: uma topografül suave, densa cobertura florestal, relativa
pobreza de afloramentos e abundância de solos lateríticos. Como regra esta unidade localiza-se,
topograficamente, em nível superior ao das rochas encaixantes.
- Unidade lU, abrangendo as sub-áreas 3, 4, 5, e 6 é notável pela escassez quase
absoluta de afloramentos. Nesta grande área arrazada, que abrange 2/3 da área total do corpo, as
florestas foram praticamente substituidas pela cultura; a espessura dos solos ultrapassa os 10 m. A
unidade lII acha-se 80-100 m abaixo da Unidade 1, ao mesmo nivel das encaixantes ao sul e abaixo
dt\s encaixantes ao norte (que formam a Serra de São João).
- Unidade lI, unindo as duas primeiras, apresenta características próprias. Corres~
pondendo a metade oeste das sub-áreas 1 e 2, ela é formada por uma série de elevaçõesseparadas

294 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Fig 8 - MAPA GEOQU(MICO DO COSA L TO NA MALHA A
. l'OHf1) U80lTltMO
. ~ DI:1lÚ118O_
-_-200___ CUtlw. DE .1OT1OIt
por vales bem marcados e com encostas abruptas. Os solos são, em geral, pouco espessos e os
afloramentos abundantes. Os pontos anômalos da prospecção semi-regional e a malha de detalhe A
estão localizados nesta unidade.
O maciço está encaixado em gnaisses regionais considerados do Complexo Basal. O
limite norte é feito com os cordierita-biotita-gnaisses da Serra de São João e o limite sul, com
biotita-gnaisses regionais. Tanto ao norte como ao sul do maciço, estas rochas mergulham para o
sul. Estudos preliminares de caráter regional mostraram que os gnaisses estão dobrados isoclinalmente
com os flanC()s mergulhando para o sul.
No maciço encontramos: dioritos, hornblenditos, gabros, piroxenitos, peridotitos e
dunitos. A titulo de hipótese e visando orientar os trabalhos posterioreS de exploração geoquímica,
admitimos que as rochas ultrabásicas (dunitos e peridotitos) encontram-se sob os piroxenitos
(contato ao longo do córrego Seco da Malha A), estando ambas as unidades levemente basculadas
para norte pela falha do Salgado, a qual colocou em contato as ultrabásicas com os gabros. A falha
do Salgado é bem marcada morfologicamente e, com direção aproximada N70W-N20E, corta
obliquamente o maciço. Admite-se que o plano de falha mergulha para sul, concordantemente com
os gnaisses.
Trincheiras
A etapa seguinte dos trabalhos em Americano do Brasil desenvolveu-se em trincheiras
sobre a malha A.
As trincheiras objetivavam a confirmação ou não da hipótese estrutural explanada
acima e a verificação direta da causa das anomalias, já que o exame das rochas aflorantes sobre elas
não apresentava mineralizaç~s visíveis. O primeiro objetivo não foi alcançado integralmente já que
as relações especiais entre piroxenitos, ultrabásicas e gabros não ficaram definidas, mas obtiveram
indicações de que há uma alternância entre as duas primeiras litologias, como os piroxenitos
aflorando também dentro da área de ocorrência das ultrabásicas .

RIBEIRO, SANTOS 295
o segundo objetivo foi alcançado, visto que todas as trincheiras colocaram à vista
mineralizações cupríferas oxidadas. Por exemplo, à trincheira sobre a picada F da Malha A, que
cortou a anomalia Ni-Cu-Co a oeste, mostrou ao longo de 80 m e a uma profundidade entre 1 a 4 m,
um nível contínuo constituido por malaquita, crisocola e geothita, além de raros cristais de calcppirita.
Este nível, com 10 a 30 cm de espessura', situa-se dentro do solo, quase no limite horizonte
C-rocha, acompanhando-o topograficamente. A rocha sob este chapéu de ferro não se apresentou
mineralizada salvo as impregnações de oxidados em suas fraturas. Por outro lado, a presença de
calcopirita, que cremos ser de origem primária, toma difícil uma hipótese de concentração supergênica
do Fe, Ni e Co. Acreditamos estar em presença de um nível sulfetado quase completamente
oxidado, do qual a calcopirita é um relicto. Esta hipótese aparentemente foi fortalecida pelos dados
da sondagem pioneira. No Quadro 8, alguns dados químicos deste chapeú:de-ferro.
QUADRO 8
Análises do Chapéu de ferro da trincbeira F, malha A
Amostra Ni% Cu% Co%
S73-981 2,09 9,60 0,13
MR-I92 2,10 8,75 0,11
MR-193 4,89 8,93 0,19
MR-194 2,23 9,05 0,09
MALHAS DE SEMI-DETALHE B, C e E
Prosseguindo-se com a campanha geoquímica, iniciou-se a amostragem de solos nas
malhas B, C e E as quais corno vê-se na Figura 5, abrangem as sub-áreas 1 e 2. A situação dos
trabalhos em fins de março-1974, é a seguinte:
Malha B - amostragem e dosagens para Ni-Cu-Co já realizadas (os dados estão no
Quadro 9). A amostragem foi a 30 cm de profundidade, com o recolhimento da fração 80-120 mesh.
Em função da forma das anomalias da malha A, estabeleceu-se que a amostragem seria em malha
retangular, onde as picadas N -S distam entre si de 150 m e a amostragem ao longo delas, de 100 m
(as mesmas especificações foram mantidas nas malhas B e C). Duas anomalias foram detectadas e
uma delas detalhada de 50 x 50 m (malha de detalhe B-D1); ambas alinham-se segundo a falha do
Salgado, a W da Malha A.
QUADRO 9
Resultados estatísticos da malha de set\1Í-detalbe B. Resultados em ppm
Valor No
Elemento Background limiar máximo Contraste Amostras
Ni 266 1143 4630 17 350
Cu 219 762 5540 25 363
Co 126 375 470 3 354
Malha ç - A amostragem realizada até esta data limitou-se ao longo da falha do
Salgado, a E da malha A (com resultados negativos em termos de anomalias), e ao S da mesma.
Aqui, urna anomalia foi detectada (Malha C-D1). Os dados da malha C estão no Quadro 10.
Malha E - A amostragem geoquímica foi recém-iniciada.
Na Figura 9, apresentamo5 o mapa geoquímico do níquel em parte das malhas B e C,
acrescentando-se, em escala reduzida, a malha A. Vê-se logo que na malha C, ocorrem dois altos
com valores que atingem um máximo de 870 ppm Ni. Como consideramos que o cálculo do back-
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296 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
QUADRO 10
Resultados estatísticos da malha de semi-detalhe C Valores em ppm.
Número de amostras.
Valor N9
Elemento Background Linúar máximo Contraste Amostra
Ni 173 545 870 5 251
Cu 174 661 2500 14 247
Co 85 394 225 2 249
ground deve ser limitado a uma mesma litologia ou a litologias quimicamente afins (Ribeiro, 1973
a), não podemos comparar estes valores com os obtidos sobre os dunitos-peridotitos, mas sim com
os desta malha, ou seja, com os valores normais aos gabros. Observando-se o mapa geoquímico do
Cobre (Fig. 10), nota-se que os pontos anômalos deste elemento coincidem com as anomalias do
níquel (valores entre 1300 a 2500 ppm CujoAo contrário do observado nas demais anomalias, aqui o
cobalto não seguiu o níquel e o cobre.
f
~-
o
o
-
(} OJ
F ig 9 - MAPA GEOQUfMICO DO NíQUEL EM PARTES DAS MALHAS B e C
E CONTENDO A MALHA A EM ESCALA REDUZIDA. CURVAS DE
ISOTEOR EM PARTES POR MilHÃo DE NIQUEl.
I
I
r-------- - ,
I I I
I
:
Na malha B, o níquel (Fig. 9) apresentou duas anomalias de maior interesse: B-Dl e B-
D3. A anomalia B-Dl (valor máximo de 4630 ppm Ni) é, claramente, uma continuação das anomalias
da malha A; a anomalia B-D3 apresentou valort:!s de até 1510 ppm Ni. O cobre (Fig. 10)
apresenta também duas anomalias distintas que sobrepõem.se às do Ni: a B-Dl com um máximo de
5540 ppm Cu e a B.D2, com um máximo de 1510 ppm Cu. O cobalto apresenta-se com fracas
anomalias que são coincidentes com as de Ni-Cu e cujos valores máximos são, respectivamente, 470
e 330 ppmCo.
As duas anomalias da Malha B e as da Malha A apresentam em comum, as seguintes
características: (a) extendem-se no sentido E-W segundo, aproximadamente, a falha do Salgado;

100
Q
RIBEIRO, SANTOS 297
FiQ IO-MAPA GEOOUIMICO DO COBRE EM PARTES DAS MALHAS B 8 C
E COOTENDO A MALHA A EM ESCALA REDUZIDA. C U RV AS DE
ISOTEOR EM PARTES POR MILHÃO DE COBRE.
(b) teores elevados e da mesma ordem de grandeza em Ni e Cu; (c) teores em cobalto 10 e 12 vezes
mais baixos que os de Ni e Cu; (d) superposição das anomalias para os 3 elementos estudados; (e)
gradual decréscimo dos valores, para os 3 elementos, de este para oeste. Os fracos teores em cobalto
e sua baixa proporção em relação ao Ni e ao Cu é uma confirmação das análises do minério oxidado
(Quadro 8).
Não sabemos, até esta data, o que ocasiona estas anomalias; o afloramentos de ultrabásicas
são restritos a malha A e ao início da anomalia B-D1 e as informações geológicas sobre as
áreas anômalas das malhas B e C são mascaradas pelo solo. Eliminamos porém as hipóteses anomalias
transportadas e anomalias f6sseis em face da topografia do terreno e do desenho das curvas
de isoteor.
Malha D - A malha D foi lançada sobre as sub-áreas 3,4,5 e 6 (Fig. 3) as quais, conjuntamente,
formam a unidade morfológica lU. Em toda ela são raríssimos os afloramentos de rocha.
A drenagem é pobre, sendo a paisagem dominante caracterizada por largas áreas quase planas
cobertas por espessas camadas de solo laterítico (profundidades superiores a 10 m). ~obre esta área
arrazada estabeleceu-se uma malha (9,5 km no sentido E-W e 4,0 a 1,8 km no sentido N-8) capaz de
cobrir toda a unidade lU. Na malha D os limites do corpo são marcados pelo fim dos solos avermelhados
e inícios dos solos claros e quartzosos característicos dos gnaisses encaixantes. As picadas
N -8 distanciam-se entre si de 500 m e a amostragem dos solos foi feita a cada 200 m, recolhendo-se
um total de 306 amostras. A profundidade de amostragem foi fixada em 0,5 m, baseando-nos
em um poço de 5 m de profundidade, o qual foi amostrado a cada 50 cm. Os teores obtidos neste
poço pioneiro (Quadro 11) não indicaram a presença de um horizonte favorável para aamostragem;
admitimos que amostragens a profundidades maiores que 5,0 m tornariam a campanha longa e
onerosa.
Como era previsível, os valores para Ni, Cu e Co diminuiram sensivelmente em relação
as malhas anteriores, sendo notável que a queda tanto do background como dos valores máximos
das anomalias foi proporcional para os 3 elementos, (Quadro 12). Já havíamos mencionado a di-
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298 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
QUADRO 11 QUADRO 12
Resultados analíticos do furo de Comparação entre os valores do Background (B), anomalias (A)
trado na Malha D (ppm) e contraste (C) em diferentes malhas.
Prof. (m) Ni Cu Co Malhas A BDI BD2 DDl
0,5
1,0
1,5
2,0
2,5
3,0
3,5
4,0
4,5
5,0
130
160
195
145
140
145
150
140
140
110
110
120
120
120
115
115
125
120
140
135
70
80
105
80
70
80
75
70
70
65
Níquel
Cobre
CobaIto -
B
A
C
B
A
C
B
A
C
1699
12100
7
591
10270
17
273
860
2
266
4630
17
219
5540
25
126
470
3
266
1510
5
219
1510
6
126
330
2
29
360
12
22
270
11
9
140
15
minuição destes valores, a partir da malha A, em direção a oeste. Cremos que a explicação encontrase
no acréscimo gradual da espessura dos solos, que atinge o máximo na malha D.
Duas anomalias ressaltaram nesta malha: uma a este e outra a oeste.
A primeira é apenas o prolongamento e o fim das anomalias alinhadas ao longo do
córrego Salgado (malhas A e B). Os valores máximos observados foram: Ni = 280 ppm; Cu = 245
ppmeCo = 75ppm.
A anomalia a oeste (D-Dl, quadro 12) é marcada, para o níquel, por 3 pontos com valores
acima de 200 ppm (valor máximo de 360 ppm). O mapa geoquímico do cobre (Fig. 11) apresenta
uma distribuição de valores mais homogênea que a do níquel. A curva de isoteor igual a 80 ppm
de cobre, muito próxima da curva 50 ppm Ni, marca, em princípio, a extensão desta anomalia. Os 3
pontos de maior concentração para o cobalto (ponto D-3 = 70 ppm, ponto F -5 = 90 ppm e ponto G-
7 = 50 ppm)tombam dentro deste limite.
. l-I
. I
4-.
FIG 11 -
PARTE DO MAPA GEOQuíMICO DO COBRE NA MALHA D.
MOSTRA NOO ANOMALIA D-D1.
'OltYO .. -j -...---..
'ICAOA I..IMITIE.. 00
."CI~O
__opo-o
" 01..on08
e.,. c.)
QUADROI3
Resultados estatísticos da Malha D
Elemento Ni Cu Co
Backg. 29 22 9
S 36 32 10
Limiar 139 119 40
V.máx. 360 270 140
C 12 11 15
NP 306 306 306
Apesar dos baixos valores e da ausência total de afloramentos na área da anomalia D-
DI, atribuimos a ela o mesmo significado das anomalias da malha A e da malha B (B-Dl e B-D2)
baseados no raciocínio já explanado. No Quadro 13, os resultados estatísticos da malha D, tomada
como um todo.
Quanto aos limites da área anômala, consideramos que somente o detalhamento poderá
dar-nos informações mais seguras. Nas condições locais, o comportamento dos elementos metálicos

RIBEIRO, SANTOS 299
sofrem influência de transporte dentro do perfil do solo, que são de difícil previsão, mormente em
áreas bastante planas. Além, a distância relativamente grande entre os pontos amostrados obriga,
ao realizar-se o traçado das curvas de igual teor, a extrapolação que, seguidamente, o detalhamento
posterior mostrou não serem verdadeiras.
ADENDO
Um furo de sonda pioneiro foi realizado na malha A, localizado no ponto N3S (Fig. 8)
sobre uma anomalia não cortada por trincheiras. Este furo, recém terminado, atingiu 215 m de
profundidade e colocou em evidência níveis sulfetados intercalados em peridotitos.
O estudo deste minério ainda não está completo; observa-se, mesmo macroscopicamente,
uma rápida transição entre a rocha com sulfetos disseminados e o minério maciço. Os principais
minerais do minério (Quadro 14) são a pirrotina, a calcopirita, a pentlandita, a pirita e a cromita,
acompanhados de cubanita, blenda, ilmenita, hematita e magnetita, sendo que a ganga silicatada
forma quase 34% em peso da amostra analisada.
QUADRO 14
Paragênese e percentagem em peso de uma amostra de
minério obtida no furo pioneiro.
Nome % Peso Nome
Pirrotina 20,0 Cubanita
Calcopirita 18,5 Blenda
Pentlandita 8,9 Ilmenita
Pirita 6,1 Hematita
Cromita 7,4 Magnetita
% Peso
O espectro grama completo desta amostra, realizado por fhiorescência de raio X, mostrou,
além dos elementos formadores dos minerais do minério (Cu, Ni, Cr, Zn e Fe), a presença de
cobalto, prata, molibdênio, nióbÍoe manganês.
Como vê-se, o cobalto, que forma anomalias nos solos, não apresenta nenhum mineral
próprio no minério; julgamos que o mesmo faz parte da estrutura dos sulfetos, mormente da pentlandita.
AGRADECIMENTOS
Ao Dr'. Paulo Lobo de Araújo, Diretor Técnico da METAGO, e aos ge610gos Wanderlino
Teixeira de Carvalho e Nelson de Salles Guerra Guzzo, Chefes dos Departamentos de Pesquisas
e de Prospecção e Fomento, pelo incentivo e facilidades fomecidas para a publicação deste
trabalho.
Ao Eng. Químico Wilson Naves Tito, Chefe do Departamento de Análises da METAGO
e ao Eng. Amilton Erasmo dos Santos, a quem devemos os dados químicos, material de base para a
realização da Geoquímica.
Aos colegas geólogos Carlos Maranhão Gomes de Sá e Silvio Ronan Bressan, pelo
auxílio prestado em diversas etapas de campo e de escritório.
Ao Prof. Dr. Aluízio Licínio de Mirand~ Barbosa, Consultor Técnico da METAGO, pela
orientação prestada aos autores, os nossos agradecimentos.
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CONTRIBUCION A LA GEOLOGIA DE LOS YACIMIENTOS
DE AMATISTA DEL DEPARTAMENTO DE ARTIGAS (URUGUAI)
JORGE BOSSI*, WALTERCAGGIANO
ABSTRACT
U roguayan amethysts from the Departamento of Artigas are found as partial filling of geodes in some toleitical basaltic flow.
The author has intended to define the genetical process starting from a sucession of studies. each stage becoming more detailed.
The geological survey of th~ d~artamento of Artigas )VaS the beginning followed by the definjtion of the outcrop area of the
bearing flow. TOOn the main characteriBtics of the bearing flow were analysed and the type of amethyst deposit Arligas was thus defined. From
those objetive data the author tries to adapt prospection guidelineS to be used if said made! proved to be true.
RESUMO
As ametÍBtas uruguaias do Opto. de Artigas encontram. se como preenchimento parcial de geados em alguns derrames de basalto
toleítico. Tentou-se definir o processo genético a partir de uma sucessão de etapas de estudo cada vez mais detalhadas.
Começando pelo reconhecimento geológico do Departamento de Artigas. defiIÚu-se a área de afloramentos dos derrames portadores;
analisou-se em seguida as caracteristicas do principal derrame mineralizado e assim definimos o tipo de jazida de ametistas Artigos.
A partir desta informação objetiva tratamos de adaptar un modelo genético e esboçamos as diretrizes da prospecção a seglÚr
afim de comprovar o dito modelo.
INTRODUCCION
Las amatistas constituyen una fuente de riqueza cada vez más importante para el departamento
de Artigas, en el norte de Uruguay, a medida que muchos yacimientos deI mundo se
van agotando.
Esa fuente de riqueza es por ahora sólo potencial, pues no se conocen Ias reservas reales,
no se puede estimar el tenor a esperar en cada zona y no se dispone de criterios científicos de proso
pección.
A pesar de explotarse en forma artesanal desde hace más de um siglo, Ias am.atistas
uruguayas no sirvieron para el desarrollo económico o social de Ia zona. Hace un quinquenio que
algunas empresas comenzaron a realizar exploración racional a escala mediana y hoy Ia exportación
alcanza a unas 15 t anuales, 10 que significa divisas todavía de poco monto. Si a ello se agrega la
venta de productos artesanales, se puede estimar en un millón de dólares equivalentes, Ia contri.
bución aI producto bruto nacional.
Esas empresas, para su desarrollo, necesitan soporte técnico en todas las fases de Ia
prospección y explotación mineras, para llegar rápidamente a incrementar la producción, aprovechando
el mercado comprador en alza.
Ha sido nuestro propósito, aI emprender los estudios geológicos en 1969, obtener Ia
información básica que permitiera;
°IG/UFRGS
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302 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
descifrar el proceso genético para guiar Ia prospección a todas Ias escalas; definir Ia geometria de los
yacimientos para hacer posible su cubicación con bajo error; tratar de definir los parámetros que
pudieran estar asociados a Ia concentración de amatista, para poder llenar Ia ficha dei yacimiento de
este tipo (Blondel, 1955; Routhier, 1958; Bernardi, 1958).
En Metalogenia hoy es corriente basarse en descripciones de yacimientos similares (deI
mismo tipo) y su contexto geológico, para establecer posibilidades de nuevos yacimientos y orientar
los trabajos mineros de cubicacióny explotación.
Las amatistas, minerales sin valor estratégico y explotadas en forma artesanal, no han
recibido tratamiento científico considerable y P

BOSSI, CAGGIANO 303
geológicos; 8) sucesión de fenómenos geoquímicos deI yacimiento y su contexto geológico.
Bemard sefiala que entre todas Ias observaciones, conviene buscar aquellas que tengan
Ia mayor'repercusión en el proceso de concentración deI mineral (o metal) útil, pero en el estado
actual de los conocimientos, es imposible efectuar Ia elección definitiva de los parámetros necessários
y suficientes.
La información disponible sobre yacimientos de amatista es escasa y fragmentaria. En
general Ia bibliografia no es abundante y ello está agravado por el hecho de que algunos trabajos
antiguos no se consiguen y otros recientes no nos han llegado aún. Ello impide realizar uma descrip.
ción detallada y precisa de los distintos tipos de yacimiento de amatista, que pudieran luego servir
como guías de prospección. Lo que sigue no es más que un intento de racionalizar Ias descripciones y
dar un contexto geológico mínimo a Ias distintas ocurrencias conocidas de amatista en el mundo.
Reconocemos seis tipos de yacimiento en general facilmente diferenciables.
Tipo Guanajuato
En este tipo de yacimiento, Ias amatistas se encuentram asociadas a baritina, calcita,
fluorita, sulfuros y zeolitas. En Ia localidad tipo Ia paragénesis está constituída. por amatista,
apofilita, calcita y minerales de plata. (Frondel, 1962). Son de color pálido. Los cristales, de hábido
prismático contienen inclusiones sólidas y moldes de cristales negativos. Se trata de yacimientos de
poco volumen y donde Ia amatista es un subproduto. Los yacimientos son filonianos y Ias amatistas
aparecen en drusas. (Dake et alii 1938). Estos filones se suponen de baja temperatura (epitermales
en Ia nomenclatura de Lindgren, 1933).
Yacimientos de este tipo seriam tambiém los de Thunder Bay (Canadá), Transilvania
(URSS) y Minas Gerais (Brasil).
Tipo Alpino
Las amatistas aparecem en paragénesis cuarzosas, asoeiadas a cuarzo ahumado e mcoloro.
Las amatistas aparecen como rarezas, 10 que indica bajos tonelajes y aparición por hoy no
controlada. Se encuentran en cavidades de granitos, areniscas o metamorfitos de bajo grado, siempre
ricos em sílice.
El proceso de formación se acepta por segregación haeia zonas de baja presión. Poty
(1969) en base a criterios geológicos y medidas en inclusiones fluídas concluye que Ias amatistas deI
Mont Blanc se formaron a temperaturas deI orden de los 290-3OO°C y bajo fuerte presión de CO2
(superior a 600 atm). En este caso Ia secuencia deI depósito es como sigue: a) cuarzo ahumado y albita;
b) ripidolita y calcita; c) amatista simultánea a Ia destrucción de ripidolita y calcita que se
transforman en hematita y ankerita.
A nuestro juicio deben asimilarse a este tipo alpino los yacimientos de Diamantina,
Cristalina y Jacobina. Para esta última localidad, Leo et alü (1964) encuentram Ia secueneia cuarzo
incoloro -cuarzo lechoso -amatista -cuarzo ahumad.o. Las amatistas de Jacobina, a diferencia de
Ias de Los Alpes, pueden llegar a ser de excelente calidad: límpidas y de color oscuro.
Tipo Filones de Cuarzo
También aquí Ias amatistas se desarrollan en paragénesis exclusivamente silíceas.
Aparecen en cavidades dentro de filones de cuarzo que normalmente recortan granitos. Los yacimientos
clásicos de este tipo se encuentram en los Urales, región de Mursinska (URSS). Laemmlein
(1935) descrihe en el Cáucaso yacimientos aparentemente de este tipo, en que los cristales de
amatista presentan inclusiones fluídas con C02lÍquido, 10que indica condiciones de alta presión.
Tipo Pegmatítico
Aquí Ias amatistas se asocian aIos minerales pegmatíticos, pero son de cristalización
tardía. Los cristales aparecen en cavidades dentro de Ias masas pegmatíticas y desarrolIan gran
tamafio, aunque en general no presentan calidad gema y son de color pálido. Salvo excepción, no
son menas de producción importante (Frondel, 1962).

304 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Yacimientos de este tipo se encuentran en Oxford County (Mayne), Jefferson County
(Montana) y Pennsylvanya en USA. El enorme yacimiento de Mount Bruce (Australia) recientemente
puesto en explotación se encuentra en un filón pegmatítico de 2 a 4 m de ancho y 1000 m de
longitud. Se han probado 2000 t hasta Ia profundidad de 20 m. Suministra cristales de color púrpura
profundo de 8 a 12 cm de arista, aunque no son de calidad lapidable. (Leiper, 1967).
Tipo Geódico en Basaltos
Este tipo de yacimiento suministra Ia amatista de mejor calidad y mayor volumên que
actualmente se vuelca aI mercado mundial. AciÜi Ia paragénesis es dominantemente silícea, a base
de amatista, cuarzo incoloro y calcedonia, apareciendo pirita, cacoxenita e hidrosilicatos férricos
como inc1usiones. Estos yacimientos pueden suministrar más de 2 kg de amatista de buena catidad
por metro cúbico de basalto y contienen tonelajes enormes. Las amatistas aparecen como relleno
parcial de geodas en el tercio superior de Ia colada basáltica, que es de naturaleza toleítica. La edad
es variable, aunque los principales yacimientos son cretáceos (Río Grande deI Sur, Artigas em
Uruguay, Pretoria en Sudáfrica, varios en Ia India).
Outros yacimientos de este tipo se encuentran en Puy-de-Dome (Francia), Idar-Oberstein
(Alemania), Bay of Fundy (Canadá) y Oregón (U .S.A.).
El proceso de formación es muy discutido y no existe unanimidad de opinión entre los
autores que abordaron el tema.
Otros tipos
Para efecto de dar una visión 10 más completa posible, pueden citarse: yacimientos en
fracturas de silis, caso de Nueva Jersey (USA) y en riolitas terciarias, caso Méjico.
LA GEOLOGIA DEL DEPARTAMENTO DE ARTIGAS
Este departamento situado en el extremo NW deI Uruguay tiene el subsuelo constituído
por basaltos en un 92 % de Ia superfície. Pequenas áreas de areniscas triásicas subyacentes (Formación
Tacuarembó) se desarrollan en el Este, en los alrededores de Ias localidades de Artigas,
Colonia Pintado y Paguero. En Ia extremidad occidental los basaltos son cubiertos por rocas limosas,
areniscas y conglomerados cenozoicos de Ias formaciones Fray Bentos y Salto. Los aluviones
cuaternarios se limitan a estrechas fajas a orillas de los cursos de agua principales.
La unidad litoestratigráfica aflorante principal es Ia Formación Arapey (equivalente a
Serra Geral) que ha sido definida por Bossi y Heide (1970) como una sucesión de derrames basá!ticos
subaéreos de potencia individual entre 10 y 60 m, interestratificados con niveles de areniscas
eólicas, que raramente sobrepasan un metro de espesor. En particular en el departamento de
Artigas es bastante frecuente Ia existencia de estas sábanas de arena fósil y de barcanes depositados
entre coladas, 10 que indica que durante el período de actividad magmática ha existido un frecuente
transporte eólico de arena hacia Ia zona efusiva.
El método de fotogeología a escala 1/40.000 desarrollado por nuestro grupo de trabajo
ha permitido con escasas giras de campo llegar a confeccionar una carta geológica preliminar a
escala 1/500.000, que se expone reducida en Ia Figura 1. Las sucesivas coladas van siendo más
jóvenes hacia el W, resultado de la doble acción de Ia posición de los centros efusivos y de Ia tectórica
post-basáltica que determina buzamientos regionales dominantes hacia el SW y el W.
La estructura regional de Ia Formación Arapey muestra un aumento de potencia en esta
misma dirección.
A partir de los datos deI relevo geológico, de los valores deducibles de la carta gravimétrica
recientemente publicada por el Servicio Geográfico Militar y de los sondeos profundos en
Arapey y Colonia Palma Palma (Mackinnon, 1967) ha sido posible confeccionar el corte geológico de
dirección E- W expuesto en Ia Figura 1.
Han sido reconocidas 15 coladas superpuestas que afIoram sucesivamente de E a W. Las
dos primeras coladas, de grano grueso y medio respectivamente, son de potencia y extensión muy
limitadas y afloran en áreas muy pequenas en el este deI Dpto. Son seguidas por nueve coladas

8055/, CAGG/ANO 305
relativamente potentes y extensas, con intercalaciones de niveles areniscosos en sábanas y barcanes
compuestos por basaltos equigranulares o microporfiricos de grano fino a muy fino. Las cuatro
coladas más jóvenes, desarrolIadas en el tercio occidental deI departamento son poco potentes y de
grano excepcionalmente gruesso.
La mayoria de Ias coladas presentam tres niveles estructurales: en Ia base y en el centro
el basalto es masivo, excepcionalmente lajoso o fluidal; en el tercio superior Ia estructura es geódica
con relleno de calcedonia o ágata; Ia cima presenta estructura amigdaloide y /0 de brecha.
Han sido identificadas sólo dos coladas en cuyo nivel geódico se desarrolla amatista.
Esas coladas han sido Ia tercera y quinta en derramarse para la sucesión estratigráfica local deI
Dpto. de Artigas (Fig. 1). La tercer colada ha sido activamente explotada y ofrece por 10 tanto
abundantes observaciones así como algunas medidas de Ia cantidad de amatista por metro cúbico y
su distribución regional. La quinta colada, menos explotada no es por ahora conocida con suficiente
I>recisión.
Las condiciones de explotación están en gran parte facilitadas por falIas post- basálticas
que determinaron movimientos de báscula en los bloques, con buzamientos que puedem llegar a
valores de 1%. Estas fallas definen una red con dos direcciones principales: N 55 W y N 35 E, que
delimitan tres bloques estructurales mayores. La falla Masoller-Menesses y el río Cuareim limitan el
bloque NE, de buzamiento regional de 0.5% hacia el NW y en el cual no hay más que seis coladas
superpuestas.
Las fallas Masoller-Meneses y Arapey delimitan el bloque central con buzamiento regional
de 0.5% hacia el SW, que determina Ia zona topográfica más elevada (cuchilla Belén) y contiene
hasta 10 coladas superpuestas en los alrededores de Baltasar Brum. Una gran falla de rumbo
general NE, con importantes tramos curvos, que passa por Ia localidad de Bernabé Rivera, limita el
bloque occidental, hundido y subhorizontal, de topografia apenas suavemente ondulada, que contiene
hasta 15 coladas superpuestas con un espesor de 540 m de basalt~.
Los yacimientos e indicios de amatista deI departamento de Artigas quedan restringidos
aI bloque nororiental, el único en el que afloran Ias dos coladas portadoras. A nivel regional aparece,
pues, un limite de posibilidad de existencia de yacimientos a poca profundidad, que está determinado
por Ia falla Masoller-Meneses, de rumbo N 55 W.
LA NATURALEZA DE LA COLADA PORTADORA PRINCIPAL
La mayoría de los yacimientos explotados o en explotación se encuentram e una sola
colada, Ia tercera de Ia secuencia volcánica deI Dpto. de Artigas y Ia décimo quinta en Ia sucesión
global deI área basáltica en el Uruguay.
Esta colada presenta una extensión mínima de 3000 km2 y su potencia media es estimada
en 40-50 m. El mejor perfil es mostrado en el sondeo I.G.U. 585/2 dondepresenta unapotencia
de 35 m y los siguientes niveles estructurales de Ia cima a Ia base:
4 m de brecha ígnea que engloba bloques decimétricos de basalto vesicular relleno parcialmente
de ceolitas y calcita; es este nivel de brecha se observan algunos filones de arenisca parcial o
totalmente silicificada;
6 m de basalto de grano fino a medio con geodas de 10 a 50 cm de diametro y paragénesis silícea:
ágata, calcedonia, cuarzo incoloro, amatista;
- 15 m de basalto de grano fino dominantemente masivo con algunas geodas aisladas de relleno
siliceo;
- 10 m de basalto masivo, localmente lajoso, de grano fino, equigranular a microporfírica pIagioclaso-augítica.
Desde el punto de vista minera lógico presenta plagioclasa más abundante que
piroxeno y algo cuarzo intersticial.
Se puede definir entonces como un derrame tipo aa según descripción de MacDonald
(1967) de estructura simple siguiendo Ia terminología de Walker (1972).
Según este último autor, esas características indicarían un derrame con viscosidad
intermedia, deI orden de un millón de poises y una velocidad de efusión relativamente importante,
entre 100 y 10,000 m3 por 5egundo,
Las características estructurales de esta colada fueron mejor precisadas por Ia observación
de más de 30 afloramientos asociados a Ias zonas de yacimientos. Presenta siempre un nivel
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306 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
de brecha en Ia cima de potencia entre 3 y 7 m. Esta brecha está compuesta por bloques decimétricos
de basalto vesicular cementados por basalto afanítico y presenta frecuentes filones irregulares,
contorneados, de arenisca más o menos silicificada. Estos filones se producen por relleno descendente,
ya que disminuyen de potencia hacia abajo, hasta desaparecer (Foto 1). Debajo deI nivel de
brecha se desarrolla un nivel geódico de potencia variable entre 5 y 15 m (Foto 2) que presenta casi
exclusivamente minerales silíceos: calcedonia, cuarzo incoloro, amatista. Accesoriamente puedem
aparecer moldes de calcita temprana disuelta y excepcionales cristales de calcita tardía. En este,
nivel geódico aparecen algunos filones y algunas vacuolas rellenas de areniscas. Con referencia aIos
minerales silíceos es posible reconocer por 10menos tres tipos fundamentales de relleno:
- geodas casi esféricas, con calcedonia bandeada depositada en los primeros centímetros de su
periferia y rellenas luego casi totalmente con cristales de cuarzo incoloro;
- nódulos con morfología e fluído-dinámica queestán completamente rellenas por calcedonia
bandeada, a veces con el centro hueco y desarrollo de pequenos cristales de cuarzo o amatista;
- geodas en general muy irregulares, rellenas sólo en un bajo porcentaje y que luego de un depósito
de pocos centímetros de calcedonia, desarrollan cristales de amatista.
Las geodas de morfología fluído-dinámica sirvieron para medir el sentido de escurrimiento, que en el
caso de Ia colada portadora principal es en general de W a E.
Estas geodas se formam hacia Ia solidificación total deI magma basáltico y en ellas
queda impresa Ia deformación producida por el escurrimiento de Ia lava, a una burbuja ascendente
(Fig.2).
Las. geodas esferoides con relleno casi total de cuarzo incoloro se han formado en un
estado todavía relativamente fluído de Ia lava y con una presión interna importante.
Se puede suponer un estado intermedio de viscosidad y con presión interna relativamente
baja para Ias geodas irregulares con amatista que frecuentemente resultan de Ia yuxtaposición de
varias formas esferoides.
A nivel regional, es posible reconocer que en el NW, Ia colada presenta geodas de diámetro
mucho mayor, frecuentemente de más de un metro de longitud y los cristales de amatista
también son de tamano mucho más grande.
Observado en detalle es posible reconocer una cierta zonación de Ia densidad de Ias
geodas y de su mineralogia en sentido perpendicular aI deI escurrimiento de Ia lava. En primera
aproximación parece posible definir Ia existencia de fajas paralelas en Ia dirección de escurrimiento,
cada una de Ias cuales muestra densidad y mineralogia diferentes.
Esto no está definitivamente comprobado por falta de observaciones suficientes, pero es
una línea de trabajo a desarrollar, ya que Ia comprobación de esta geometría de distribución seria
clave para prospección detallada y cálculo de volumen.
Considerando el conjunto de coladas integrantes de Ia formación Arapey en el Dpto. de
Artigas, esta colada principal portadora de amatistas, presenta algumas peculiaridades:
potencia de 35 a 60 m 10 que significa valores superiores aI promedio;
espesor considerable y constante deI nivel de brecha de Ia cima;
presencia de filones de arenisca en fracturas deI nivel de brecha.
LA MINERALIZACIÓN SILICEA
En Ia colada portadora principal se han efectuado centenares de excavaciones para
exploración y explotación de geodas. Hasta mediados de siglo con destino exclusivo a Ia lapidación;
desde hace algunas décadas, con destino principal de ornamentación. Todas esas labores, pueden
agruparse en tres áreas principales, que fueron exaustivamente recorridas:
1) área Los Catalanes (Chico, Grande, Seco, Los Talas, Juan Fernández, Santinho) que se
encuentra en el extremo SE de Ia colada mineralizada principal.
2) área Artigas (Pintado Grande, Artigas, Guaviyú de Cuareim, parada Farinha) ubicada en el
extremo norte de Ia colada portadora.
3) área Tres Cruces-Cuaró (valles de los arroyos Tres Cruces Grande y Chico y Cuaró Grande y
Chico) que ocupa Ia zona central de Ia colada.

80551, CAGGIANO, 307
Cada una de estas zonas presenta niineralización silicea con ciertos rasgos particulares
más o menos constantes para cada una, 10que permite a su vez diferenciarlas entre sí.
Area Los Catalanes
E'sta zona se caracteriza por su gran abundancia de geodas de tamano medio (10-50 cm)
con baja densidad de material lapidable pero con gran abundancia de formas exóticas y con
extraordinario color violeta intenso. Estas formas exóticas pueden ser estalactíticas, estalagmíticas
o seudomórficas.
Los cristales de amatista son en general pequenos y en su mayoría no sobrepasan 1 cm
de arista. Se presentan en dos hábitos dominantes: uno con gran desarrollo de los romboedros, que
muestran el mejor color violeta y otro con desarrollo de prisma de gran pureza, pero con tonos muy
claros, que puedem pasar a citrino oro por tratamiento térmico.
El color está distribuído en uno solo de los individuos mac1ados, a lo.que se superpone
frecuentemente una altemancia cromática según Ias distintas etapas de crecimiento.
Con cierta frecuencia se reconocen inc1usiones de cacoxenita dispu estas sobre los planos
de crecimiento y de esferulitas de calcedonia en Ias etapas terminales.
Si bien pueden aparecer paragénesis intragéodicas muy variadas, hay 5 asociaciones
netamente dominantes:
1) El depósito comienza por una delgada película de hidrosilicato férrico verde (delessita?); es
seguido por una capa milimétrica a policentimétrica de calcedonia mal definida, de colores rosados
y / o verdosos y desarrollo de haces sageníticos; el depósito final es de cristales de amatista de
extremos libres donde se concentra el mejor color y que no rellenan totalmente Ia cavidad.
2) Otra paragénesis muy frecuente comienza también por un depósito de hidrosilicato verde, seguido
en cambio por ca1cedonia bandeada bien definida, de color gris o blanco y Ia secuencia culmina
con una masa de cristales de cuarzo incoloro que normalmente rellenan toda Ia cavidad.
3) Un tercer tipo de asociación presenta moldes huecos de calcita que ha sido depositada en los
primeros momentos de Ia evolución seguido por su disolución y luego Ia secuencia de una de las dos
paragénesis arriba citadas. Algunas geodas excepcionales presentan también calcita como último
mineral depositado.
4) Nódulos de ágata en bandas concéntricas de colores grises y blanco, a veces con un pequeno
hueco central revestido de microcristales de cuarzo.
5) Nódulos de calcedonia sin bandeado aparente, de color gris oscuro que pueden también presentar
hueco central tapizado de cristales de cuarzo.
Como un fenómeno peculiar de esta zona, algunas geodas de amatista o cuarzo incoloro,
presentan como depósito final una delgadísima película de calcedonia,o ópalo que hacen perder valor
comercial pues enrnascaran el brillo y color de los cristales. Se cree que esta película es actual e
independiente de Ia paragénesis original.
Area Artigas
Esta zona se caracteriza por Ia existencia de escasas pero grandes geodas de tamaiio
superior a 1 m y peso entre 100 y 500 kg. La corteza es sumamente espesa (10 cm de promedio) y los
cristales pueden alcanzar hasta 10 cm de arista.
De aquí se extra e Ia casi totalidad de piedras lapidables superiores a 10 quilates y no son
raros los cristales que permiten el tallado de piedras de hasta 100 quilates.
DeI total de cristales con valor comercial puede estimarse una extracción deI orden de
10% de amatistas de color violeta os curo y deI 90 % de amatistas de color pálido, aptas no obstante
para tratamiento térmico brindando citrinos de colores excelentes tipo Río Grande, Palmeira, etc.
En una primera aproximación semicuantitativa, por cada geoda de amatista de color
violeta profundo se encuentran 8 geodas de piedra de quema y unas 20 geodas de cuarzo incoloro.
1.os cristales nunca presentan desarrollo deI prisma, Ia coloración es más homogénea que
los de Ia zona de Catalán y contienen frecuentes inc1usiones de pirita automorfa.
La paragénesis de esta zona son similares a Ia deI área de 10s Catalanes pero aparecen
algunas diferencias cuantitativas:

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308 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
muy pocos nódulos de calcedonia masiva
los nódulos de ágata presentan muy buenos diseiíos
ausencia de formas estalactíticas o estalagmíticas así como de moldes o seudomorfosis de calcita.
Area Tres-Cruces . CualÓ
Aqui aparecen también grandes geodas espaciadas en Ias que pueden encontrarse
enormes cristales de profundo color violeta.
No obstante ello, Ia intensidad de explotación ha sido mucho menos importante que en
Ias dos áreas anteriores y no es posible estimar frecuencias de aparición de Ias distintas especies y
variedades.
Esta zona presenta cualitativamente ciertas pecualiaridades. Se encuentran seudomorfosis
de un mineral tabular (baritina?) y relativa abundancia de anidros. También es frecuente
Ia aparición en los cursos de agua, de grandes nódulos de ágata de hermoso diseiío, principalmente
en Ias nacientes deI arroyo Cuaro.
EI Yacimiento de amatistas tipo Artigas
Se ha planteado más arriba Ia importancia que tiene Ia descripción objetiva de cada
yacimiento y su agrupamiento en tipos para Ia prospección y cubicado de determinado mineral de
valor económico. Se ha visto tanbién Ia falta general de información científica sobre los yacimientos
de amatista.
Hemos intentado por ello describir 10 más detallada y objetivamente posible, Ias características
geológicas y mineralógicas presentadas por los distintos yacimientos de Ia colada portadora
principal deI Dpto. de Artigas y definir con ellos un tipo de yacimiento de amatista.
Para Ia definición deI tipo de yacimiento se han seguido los criterios planteados por
Blondel (1955), Routhier ,(1958) y Bernard (1968) pero adaptados para este tipo de depósito.
Con ello se ha pretendido racionalizar Ias observaciones geológicas y exponerlas en Ia
forma más objetiva posible, de mod de servir como Ia primer ficha de un yacimiento de tipo relleno
de geodas en basalto. Sucesivas fichas similares permitirán reunir datos, que expuestos ordenadamente,
podrán a Ia postre definir guías de prospección y cubicación.
Esta ficha contendrá los rubros que de acuerdo a nuestra experiência, son los que deben
retenerse dei planteo de los autores arriba citados. Se tendrá en cuenta sólo aque110s fenómenos que
parecen poder contribuir a descifrar Ia génesis dei amatista y a partir de ello, orientar Ia prospección.
De Ia misma manera, llegar a conocer Ia geometría de distribución de Ia mineralización
en muchos yacimientos deI mismo tipo, será un valioso instrumento para orientar Ia estimación de
tenor medio y volumen, así como guiar los trabajos mineros de otros yacimientos de ese tipo.
Nosotros entendemos que los rubros a retener para Ia descripción de un yacimiento de
amatistas con miras a su utilización para fines de prospección y cubicado son los siguientes:
paragénesis y secuencia de depósito
cantidad de amatista obtenible por metro cúbico de basalto (tenor)
tonelaje contenido a nivel de una coIada
geometría y distribución de Ia mineralización, en 10 posible en función de Ia dirección de escurrimiento
de Ia lava
natüraleza litológica y datos estructurales de Ia colada portadora
estructura geológica regional y fundamentalmente relación entre lavas y sedimentos
edad de los derrames y de Ia mineralización
En 10 que se refiere aIos yacimientos de amatista de Ia colada portadora principal deI
departamento de Artigas, en Uruguay, estos presentan Ias características que se exponen a continuación,
seguiendo el orden de descripción arriba fijado.
Paragénesis
Las amatistas se encuentran como re11eno final de geodas en Ias que Ia secuencia más

BOSSI, CAGGIANO 309
frecuente ha sido: hidrosilicatos férricos; calcedonia imperfectamente desarrollada, jaspoide; calcita;
nuevo depósito de calcedonia simultáneo con Ia disolución de Ia calcita; amatista; excepcionalmente
depósito final de calcita. Estas geodas con amatista se asocian a otras vecinas rellenas de
ágata y cuarzo incoloro y a nódulos de ágata y 10 calcedonia.
Tenor
Pocos yacimientos han sido explotados racionalmente como para conocerse Ia cantidad
de amatista extraída por metro cúbico de basalto removido. Dos yacimientos en el área de Los
Catalanes permitem estimar valores que oscílan entre 2 y 5 kg de amatista con valor comercial por
metro cúbico de basalto. La distribución no es homogénea y en paneles de aproximadamente 1000
m3 de basalto removido, pueden verificarse variaciones entre 700 y 7000 kg de amatista.
Tonelaje
En este tipo de yacimiento los tonelajes de reserva son enormes. De acuerdo ai Código
de Mineria uruguayo, cada mina en explotación debe cubrir un área de 30 hectáres. En los casos
conocidos existen siempre reservas de más de 2000 t de amatista de alta calidad comercial en cada
mina.
Las condiciones de mercado y Ia tecnologia actual de explotación no permiten que sea
rentable extraer amatistas de profundidades maybres a 5-7 m. Teniendo en cuenta incluso este
factor limitante, Ia colada portadora principal en el departamento de Artigas tiene reservas por un
monto no menor a 1,5 millones de toneladas.
Geometria de Ia mineralización
La zona mineralizada en amatistas determina una capa subhorizontal limitada por
superficies groseramente planas y paralelas que puede presentar espesores variables entre 5 y 15 m.
Este nivel contiene amatistas en geodas de forma irregular que resulta de varios esferoides
adosados y cuyo tamano varia en función de la ubicación en Ia extensión de Ia colada. En el W
las geodas son enormes, muy separadas entre si y con grandes cristales de color violeta intenso. En
el NE, Ias geodas son también de gran tamano y con grandes cristales pero predominan Ias amatistas
de color pálidom aumque excelentes para tratamientos térmico. En el SE Ias geodas son más
bien pequenas o medianas (10-50 cm de diámetro) con cristales pequenos y dominando el color
violeta intenso.
A nivel de un yacimiento, en las escasas observaciones realizadas hasta el presente,
parece que Ias geodas se distribuyen en rosarios siguiendo Ia dirección de escurrimiento de Ia lava.
Rosarios paralelos presentan densidad de mineralización y paragénesis aparentemente diferentes.
Naturaleza litológica y estructura de Ia colada portadora
La colada portadora principal, única estudiada en este ensayo presenta una extensión
superficial de aproximadamente 3000 km2 con una potencia media de 40-50 m y ha escurrido de W a
E. Presenta 3 niveles estructurales: en Ia cima, brecha ígnea con filones de arenisca, que alcanza
espesores de 3 a 7 m; sigue luego un nivel geódico de espesor variable entre 5 y 15 m que es donde se
encuentran Ias amatistas explotables; en Ia base el basalto es masivo, de gr~o medio a fino, de
naturaleza toleítica y con cuarzo intersticial.
La colada es de tipo aa. simjle y significa según Walker (1972) una elevada velocidad de
extrusión dei orden de 100 a 10.000 m lseg y una viscosidad intérmedia de orden de un millón de
poises.
Estructura geológica regional
La colada portadora de amatistas forma parte de una sucesion de coladas basálticas entre
Ias que se depositan sábanas y barcanes de arenas eólicas. hoy intensamente silicificadas. La ac.
tividad eólica ha sido muy intensa entre derrames y simultáneamente a Ia efusión de los mismos. En

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310 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
particular en eI Dpto. de Artigas tenemos Ia siguiente sucesión en Ia zona de yacimientos de amatistas:
- Derrame de basalto de unos 50 m de potencia, de tipo pahoehoe sin nivel geódico conocido.
- Derrame de basalto de unos 40 m de potencia de tipo variable pero dominantemente pahoehoe,
con nivel geódico desarrollado aparentemente en forma irregular y con relleno silíceo incluso con
amatistas.
- Derrame de basalto de 40-50 m de potencia, de tipo aa con arenisca en filones dentro deI nivel
superior de brecha y con un extraordinario desarrollo de nivel geódico normalmente muy rico en
amatista.
- Arenisca en barcanes con un desarrollo enorme y homogéneo, observable en todos los perfiles
estudiados. Alcanza espesores superiores a 6 metros.
- Colada basáltica de unos 10 m de potencia media de tipo pahoehoe pero con filones de arenisca en
el nivel vesicular superior.
Colada basáltica de potencia no medida, de grano gruesso y tipo pahoehoe.
- Areniscas eólicas de Ia cima de Ia Formación Tacuarembó.
En el área en que aparece amatista deI departamento de Artigas, existe una íntima
estratificación basalto-arenisca eólica y sobre todo frecuentes filones de arenisca en el tope de Ia
colada que indican voladura de arena durante Ias efusiones.
Edad de 108derrames y de Ia mineralización
Estas coladas pertenecen a Ia Formación Arapey cuya edad oscila entre 118 y 130 m.a.
según determinaciones de Umpierre (1965). Se han derramado pues entre el tope, deI Jurásico y Ia
base deI Cretáceo.
En cuanto a Ia mineralización, ella se ha producido muy poco tiempo después de Ia
solidificación de la lava. Muchos argumentos pueden citarse en este sentido. EI más evidente es Ia
estructura de expulsión de fluídos de Ias ágatas fortificadas. Otro argumento de peso es que aparezcan
geodas fracturadas y desplazadas al ser atravesadas por un filón de arenisca cuyo momento de
ÍDyección es a 10sumo, contemporáneo de Ia colada inmediata superior.
NUESTRA HIPóTESIS GENÉTICA
EI relleno silíceo en geodas basálticas ha sido motivo de interpretaciones genéticas muy
disímiles, aunque en pocos autores se pueden encontrar elementos objetivos que sustenten sus
conclusiones.
Sin embargo seria de suma utilidad llevar el nivel de conocimientos por 10menos hasta Ia
confección de modelos operacionales que sirvan de guías para prospección y cubicado de yacimien.
tos.
En 10esencial, han sido planteados hasta el presente,los siguientes grupos de hipótesis:
1) Gases aprisionados que crean Ia cavidad y luego reaccionan en Ia mesóstasis vítrea o con Ia roca
circundante.
2) Las cavidades se forman por los gases liberados por Ia cristalización deI basalto y luego seriam
rellenadas por soluciones hidrotermales endógenas o superficiales frias.
3) Los rellenos geódicos seriam el resultado de soluciones residuales deI propio magma basáltico
aprisionadas en cavidades, que eVQlucionan luego en sistema cerrado, produciendo depósitos ordenados
y coherentes.
4) Las geodas silíceas se originariam a partir de areniscas que engloba el basalto durante su ascenso
o su derrame.
Las dos primeras hipótesis son insostenibles, como 10 ha demostrado Ribeiro Franco
(1952) para los rellenos deI sur de Brasil y 10 verifican nuestras observaciones similares para
Uruguay: basalto intacto en contacto con Ias geodas, relleno diferente en geodas vecinas y cavidades
sin relleno sólo excepcionales.
La tercer hipótesis es Ia sostenida por Ribeiro Franco (1952) con una sólida base de
argumentación. Son argumentos principales Ia falta de conductos alimenticios y una rigurosa se-
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80551, CAGGIANO 311
cuencia de depósito. El mecanismo propuesto no nos parece en cambio apto para explicar los niveles
geódicos siliceos.
Nos inclinamos en cambio por el cuarto grupo de hipótesis a Ia que se adhiere Barbosa
(1957) aunque sin describir los hechos que soportan su punto de vista. En todo caso, no es suficiente
Ia contaminación de Ia lava con arenisca. Existen coladas que engloban bloques de arenisca y otras
que contienen filones de arenisca, que no presentan geodas silíceas. Es menester por 10tanto, algún
otro fenómeno adicional.
Para elaborar Ia o Ias hipótesis genéticas que expliquen satisfactoriamente el proceso de
formación de geodas silíceas con amatista, nos ha parecido que faltan aún observaciones sistemáticas
que permitan descifrar aquellos fenómenos geológicos que han ocurrido en todos los yacimientós.
De allí nuestra propuesta de descobrir cada yacimiento según una ficha pre-estabelecida.
Ninguna hipótesis genética podrá demostrarse como válida hasta conocer exactamente los fenómenos
geológicos asociados a cada mineralización.
Será válido sólo el modelo que explique todos los hechos observados y todos los parámetros
experimentales obtenidos en ellaboratorio.
Según Ias experiencias de síntesis, las determinaciones de Ia causa deI color y Ias medidas
de algunos parámetros físico-químicos, Dennen y Puckett (1972) deducen Ias siguientes
condiciones para Ia formación de amatista: solución madre rica en Fe + + +; Eh oxidante respecto
deI par Fe+ + - Fe+ + +; presión relativamente baja; temperatura moderada, entre 100 y 280°C;
irradiación post-cristalización.
La necesidad de Fe + + + en posición tetraédrica como condición imprescindible para
formarse amatista ha sido demostrada desde los trabajos de Hutton (1964) y Barry'y'Moore (1964).
De Ia misma manera el rango de temperatura de formación parece coincidente por técnicas
diferentes: Holden (1925) y Poty (1969) por estudio de inclusiones fluídas; Dennen y Pucket
(1972) por contenido de AI + + + en Ia red deI cuarzo.
En cuanto a Ia presión, valores bajos favorecen el ingresso de Fe + + + en Ia estructura
Si-O. No obstante merece recalcarse que Poty (1969) deduce presiones deI orden de Ias 600 atms para
las amatistas deI Mont Blanc y Laemmlein (1956) cita inclusiones de C021íquido en amatistas deI
Cáucaso, 10 que implica presiones apreciables. Teniendo en cuenta Ias formas dominantes de Ias
geodas de amatista y un relleno en general inferior aI 20% de 1a cavidad, puedeestimarse también
presión relativamente baja respecto de Ias geodas más esféricas y más rellenas. En su conjunto, de
esto se debe deducir Ia existencia de presiones impórtantes dentro de Ias geodas en el momento de su
formación, siendo relativamente más baja en Ias de amatista que en el resto.
Las condiciones de Eh oxidante y de irradiación posterior no nos parecen probadas en
los yacimientos tipo Artigas. La presencia de inclusiones de pirita en algunas amatistas, Ia presencia
de cacoxenita, Fe4(P04)3 (OH)3 . 12 H20, en niveles de cuarzo incoloro y Ia decoloración de Ia
amatista por calcinación o exposición a Ia intemperie nos inclinan a pensar en condiciones redox que
permitan Fe + + + reemplazendo aI Si + + + y Fe + + en huecos, neutralizando cargas. Ello permitiría
resonancia electrónica entre ambos iones y Ia intensa absorción de luz que produciría el color
violeta oscuro.
La irradiación posterior parece poco probâble en el seno de masas basálticas totalmente
exentas de radiactividad. Incluso este mecanismo, aunque imprescindible en el proceso de síntesis,
explica mal Ia asociación de amatista con piedras de quema en el mismo yacimiento. Sobre este
punto sería de importancia recopilar información sobre edad de las mineralizaciones y posibilidad de
irradiación en su historia posterior. Algunos autores suponen períodos con intensa irradiación
cósmica en Ia superfície deI planeta.
La construcción deI modelo más adecuado, debe contemplar a Ia vez,las exp.eriencias de
síntesis, los parámetros físico-químicos medibles y las observaciones de terreno.
Las observaciones geológicas descritas en el tipo de yacimiento parecen indicar que Ia
colada portadora principal presenta ciertas particularidades: potencia superior a 35 m; brecha ígnea
en el nivel superior, siempre de espesor mayor a 3 m y conteniendo arenisca en filones descendentes;
textura equigranular de grano fino (enfriamiento a velocidad moderada); velocidad de efusión relativamente
alta y viscosidad intermedia.
Varias observaciones de detalle en el nivel geódico conteniendo amatista constituyen
también la base de nuestra hipótesis.
En primer lugar Ia observación sistemática de arenisca en filones descendentes en los
niveles de brecha asociados aIos yacimientos. Esos filones son a veces visibles también en el nivel

312 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
geódico donde eventualmente rellenan de arena cavidàdes esferoidales y presentan drusas con
cristales de amatista. Hacia Ia base de Ia colada no hansido observados e incluso no llegan ni a Ia
base deI nivel geódico, 10 que permite sospechar su incorporación aI fenómeno magmático a partir de
cierta profundidad ên Ia colada. Paralelamente no han sido observados lentes de arenisca encima de
esta colada a pesar de su frecuencia de aparición en otras zonas deI Dpto. de Artigas.
En segundo lugar, en un afloramiento deI valle deI arroyo Guaviyú en el camino de Ia
ciudad de Artigas al Paso deI León sobre el río Cuareim ha sido posible observar en una distancia
horizontal de pocos metros y vertical de 2 m, el siguiente perfil. Filón de arenisca silicificada de unos
10 cm de potencia con una drusa con cristales de amatista.
A pocos decímetros en el basalto, se encuentran geodas de morfología fluídodinámica
rellenas de arenisca parcial o totalmente silicificada. Alejándose deI filón y descendiendo en el perfil
comienzan a aparecer rellenos de geodas con transformación parcial en un material calcedónico a
jaspoide sin bandeado aparente. Más lejos aún los rellenos son dominantemente de calcedonia bien
definida y amatista. Una de Ias geodas con arenisca silicificada en su interior que contiene también
cristales de cuarzo, mostró al microscopio una transformación gradual de los granos de arena en
sílice de estructura mosaico y remata en cristales de cuarzo.
Este afloramiento parece indicar claramente que al descender en Ia colada el tipo de
relleno evoluciona con desaparición de los granos de arena inicial y su transformación en otras
variedades de sílice.
Un tercer elemento a tener en cuenta consiste en que el90% de Ias cortezas de Ias geodas
de amatista son de material calcedónico mal definido, de idéntica naturaleza al déscrito como término
intermedio entre arenisca y sílice geódica.
Otro hecho a retener es que Ias geodas de amatista presentan sistemáticamente forma
irregular y el relleno alcanza penosamente el 20 %, mientras tanto Ias geodas de cuarzo incoloro
como los nódulos de calcedonia presentan relleno casi total y formas regulares.
También es importante seiíalar el hecho de que Ia calcita de cristalización temprana ha
sido sistemáticamente redisuelta 10 que indica un descenso de pH y/o aumento de presión parcial de
C02'
Finalmente debe hacerse mención de Ia frecuencia de aparición de geodas de tipo ágata
fortificada
(Foto 3).
que seiíalan expulsión de fluído en etapas previas a Ia rigidez total deI material silíceo
Observaciones realizadas por von Freyberg (1930) en geodas de Río Grande deI Sur,
muestran frecuentemente en Ia base de ágatas con bandeado horizontal, una zona de cuarzo en
mosaico práticamente identificable a 10 que Goro y Delaney (1961) observan en fenómenos de silicificación
periferia.
de areniscas de Botucatu y 10 que nosotros observamos en geodas con arenisca en Ia
Este conjunto de hechos parece demostrar en forma inequívoca Ia posibilidad de existencia
de los siguientes processos:
a) incorporación de arena en Ia lava mientras ésta se encuentra aún fluída;
b) transformación deI cuarzo de Ia arena en calcedonia, cuarzo y amatista.
Quedan por definir Ias condicione& cl1 que esos procesos pueden tener lugar y si realmente
constituyen Ia única fuente de sílice de los niveles geódicos de interés comercial.
Nuestras observaciones inducen a concebir que el modelo genético que mejor explica los
niveles geódicos silíceos en Ias rocas basálticas deI departamento de Artigas es Ia incorporación de
arena volada sobre coladas que están áun fundidas por debajo deI nivel de escoria superficial. La
posibilidad de voladura de arena durante Ia corrida de Ia lava ya fue observada por Guidicini y
Campos (1968). Esta arena queda como tal o silicificada, en Ias grietas de Ia brecha ya sólida y en los
primeros metros por debajo. Cuando alcanza zonas de basalto áun fundido en vías de cristalización,
a temperaturas superiores a 800°C, puede ser disuelta por el agua magmática supercritica liberada
durante Ia cristalización, si Ia presión es suficientemente elevada. Holland (1967) recopilano Ia
información existente sobre solubilidad de cuarzo en agua logra construir gráficas de solubilidad
hasta el punto crítico superior a 9700 atm y 1080°C. En esas gráficas se nota que Ia solubilidad deI
cuarzo en agua comienza a ser importante encima de 800°C y 2000 atm. Los valores reproducidos en
Ia Tabla 1 han sido extraídos deI citado autor para mostrar el comportamiento general.
En condiciones de alta temperatura y presión se puede lograr que el agua liberada en Ia
cristalización deI basalto sea capaz de disolver cantidades importantes de sílice, que pueden dar
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cuenta de los rellenos (incluso casi totales) de Ia mayoría de Ias geodas.
Según Anderson y Burnham (1967) esa solubilidad es aumentada por Ia presencia de
cloruros a temperaturas superiores a 600°C. Dickson (1966) demuestra que el agregado de NaOH
aumenta la solubilidad en cantidades proporcionales a Ia concentración de álcali.
De acuerdo con Winkler (1962) entre otros, los magmas basálticos contienen normalmente
hasta 6 % de H20 en disolución.
Si toda esa agua liberada se emplea en disolver sílice entre 800 y 1000°C a presión suficiente,
según los datos de Holland (1967) puede fácilmente disolver ha~ta 3% de sílice en peso.
Nuestras observaciones han demonstrado que en los niveles geódicos altamente concentrado~, se
puede llegar a obtener unos 80 kg de sílice en sus diversas variedades (ágata, cuarzo, amatista...)
por metro cúbico de basalto, 10 que representa un máximo de 2,5 % de Ia masa de lava. Estas cifras
muestran Ia viabilidad deI processo desde el punto de vista cuanti1;ativo.
También hay evidencias de existencias de C02 en Ia fase fluída de Ia solución silícea. La
gran abundancia de moldes fundamentalmente escalenoédricos de calcita, en Ia corteza de Ias
geodas o los nódulos de ágata, indica que és ta se depositó em una primeira fase y luego fue disuelta
10 que implica una mayor presión parcial de CO2 y /0 disminución de pH deI medio. Merece seftalarse
que en amatistas deI Mont Blanc (Poty, 1969) y de los yacimientos de los Urales (Laemmlein,
1956) se han encontrado inclusiones fluídas con C02 líquido, 10 que muestra que Ia formación de
amatista es compatible, e incluso posiblemente favorecida por presiones superiores a 600 atm.
Evidencias de fuerte presión interna son mostradas por el tipo de ágata fortificada (Foto
3) en el cuallas bandas de Ia parte central flexan las bandas externas de ágatas y definen canales de
escape hacia el exterior de la geoda.
La forma de Ias vacuolas con su frente de avance esferoide y ascendente y su parte
posterior afinada en cufia, también demuestra una importante presión interna (Fig. 2). Lo mismo
puede decirse delas geodas casi esféricas rellenas de cuarzo incoloro.
Las geodas con amatista en los casos observados deI Dpto. de Artigas, mostrarían una
presión interna sensiblemente menor dada Ia forma final irregular que adquieren.
Las amatistas uruguayas no presentaron inclusiones fluídas en 32 muestras analizadas
por 10 que por esta via no fue posible definir Ias condiciones físico-químicas reinantes en el momento
de su formación. No obstante eso, nuestro trabajo va a seguir en Ia línea de demostrar si ese modelo
genético es correcto, pues de demostrarse, permitirá guiar los trabajos de prospección y cubicado.
Este modelo que hoy explica los escasos hechos conocidos, puede no ser válido una vez
que se acumule mayor información. Las sucessivas aproximaciones permitirán mejorar Ia precisión
hasta llegar a poder conocer Ias leyes que rigen Ia formación y distribución de Ias amatistas en cada
derrame.
En 10esencial se supone el siguiente proceso. Arena volando, cae sobre Ia superficie de Ia
colada que localmente se agrieta y permite alcanzar Ia zona central aún fundida. El agua en estado
supercrítico liberada por cristalización deI basalto puede llegar a disolver Ia arena, si Ia presión es
suficiente y formar así soluciones acuosas con cantidades importantes de sílice. Estas soluciones
tenderán a ascender como enormes gotas hasta Ia solidificación total de la lava. En ese momento se
define Ia forma de Ia cavidad pero todavia sin depósito. A 10 que Ia temperatura disminuye se
producirá el depósito silíceo que será variable en función de Ia viscosidad de la solución, de su concentración
en sílice y de Ia velocidad de enfriamiento.
CONCLUSIONES: GUIAS DE PROSPECCION
DeI conjunto de datos experimentales y naturalistas surgen ciertas evidencias sobre los
processos que parecen controlar Ia formación de amatistas.
Las amatistas aparecen en ciertas coladas excepcionales que muestran espesor importante
así como un potente nivel de brecha ígnea, en Ia que sistemáticamente se desarrollan filones
irregulares de arenisca.
Las observaciones naturalistas parecen demostrar inequivocamente que Ia arena volada
e incluída en Ia lava fundida es Ia fuente de Ia sílice deI nível geódico.
La solubilización de Ia sílice por agua supercrítica liberada durante Ia cristalización deI
basalto necesita elevadísimas presiones, 10 que no es demasiado evidente que sea posible en un
derrame. Sin embargo, Ia constancia de aparición de un espeso nivel de brecha ígnea en Ia colada

314 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
portadora principal, podria ser Ia responsable de permitir llegar dentro de Ias burbujas de solución
silícea, a esos valores tan elevados de presión.
Las geodas y los cristales internos parecen de gran tamafio en Ia proximidad dei centro
efusivo y disminuir hacia los bordes de Ia colada.
No parece haber zonas preferenciales de formación de amatista dentro de una misma
colada, aunque si zonas diferenciales de concentración y tamafio de Ias geodas siliceas.
De estas conclusiones preliminares pueden extraerse algunas guias de prospección, .de
cuyo éxito o fracaso podrá acumularse experiencia para corregir o mejorar el modelo genético.
A escala regional deben buscarse coladas con espesos niveles de brecha y que presenten
nivel geódico silíceo. La cartografia geológica a escala 1/100.000 parece serei método más apropriado.
Las brechas deben contener filones de arenisca como condición necessaria aunque no suficiente.
No obstimte parece ser que brechas espesas con filones de arenisca serían índices muy
favorables.
A mayor detalle Ias geodas silíceas parecen distribuirse en rosarios alargados en Ia
direcclón de escurrimiento de Ia lava. La deternúnación sistemática dei espesor de estos rosarios y
de Ias zonas estériles será sin duda una valiosa ayuda para prospección de detalle y cubicación de
yacimientos.
La gran conclusión que surge de este estudio es Ia falta de información científica sobre
yacimientos de amatista. Se propone por 10 tanto llenar fichas de varios yacimientos en niveles
geódicos de basalto para llegar ai modelo genético correcto.
Tomado el modelo genético aqui propuesto, como hipótesis de.trabajo, parecería que los
aspectos fundamentales a tener en cuenta en Ia descripción de yacimientos de amatista serían los
seguientes:
- edad de Ias coladas portadoras de amatista, para definir si efectivamente es imprescindible
radiación posterior a Ia formación de cristales con centros de Color
- relaciones lava. sedimentos cuarzosos, de modo de establecer formas concretas de interacción:
arenisca subyacente, englobada, arena volando, etc.
dirección de escurrimiento y geometria de Ia mineralización en función de ella
potencia, extensión y estructura de Ia colada portadora
presencia o no de brecha y espesor promedio de Ia misma
forma rela tiva de Ias geodas en función de su relleno y sobre todo evidencias, si existen, de
importante presión interna.
Pensamos que sólo después de tipificar correctamente los yacimientos, describiendo los
mismos parámetros en muchos de ellos, seremos capaces de elaborar un modelo genético que guíe
inequivocamente Ias investigaciones mineras.
TABLA 1
Solubilidade dei cuarzo em agua, em gr Si02 por kg de solución em
función de temperatura y presión, según Holland (1967)
Temperatura (OC)
Presión
(atm) 400 600 800 1000 lJOO
2000 2 9 18 30 80
5000 4 16 55 100 200
8000 7 25 90 250 500

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316 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
Vista de Planta
Vista de PerfIl
.....
DIRECCION DE CORRIDA DE LA LAVA
Fig. 2- Modulos geódicosde ca1cedonia com morfología fluido- dinárnica
demostrando direccíon de corrida de Ia lava.
Foto 1 - Filones de arenisca em basalto de Ia cima dela colada portadora de amatistas. Arroyo Catalán Chico. Dpto.
de Artigas.

80551, CAGGIANO 317
Foto 2 - Nível geódico com amatístas de Ia colada portadora principal. Anoyo Catalán Seco, Dpto. de Artigas.
Foto 3 - Geada cortada, de 15 cm de longitud mayor, mostrando deformación plástica en Ias bandas de calcedonia,
previa a Ia cristalizacíón deI cuarzo central.

318 ANAIS DO XXVIII CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA
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