ba, granitóides de miguel calmon e mirangaba. - Universidade ...

UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
CURSO DE GEOLOGIA
CARLOS EMANOEL TRIGUEIROS DE SANTANA
ESTUDO SOBRE AS POTÊNCIALIDADES E ESPECIALIZAÇÕES
METALOGENÉTICAS DOS GRANITÓIDES
PALEOPROTEROZÓICOS DA REGIÃO CENTRO-SUL DA
SERRA DE JACOBINA – BA,
GRANITÓIDES DE MIGUEL CALMON E MIRANGABA.
Salvador
2008

CARLOS EMANOEL TRIGUEIROS DE SANTANA
ESTUDO SOBRE AS POTÊNCIALIDADES E
ESPECIALIZAÇÕES METALOGENÉTICAS DOS
GRANITÓIDES PALEOPROTEROZÓICOS DA REGIÃO
CENTRO-SUL DA SERRA DE JACOBINA – BA,
GRANITÓIDES DE MIGUEL CALMON E MIRANGABA.
Monografia apresentada ao Curso de Geologia,
Instituto de Geociências, Universidade Federal da
Bahia, como requisito parcial para obtenção do grau
de Bacharel em Geologia.
Orientador: Prof. Dr. José Haroldo da Silva Sá
Salvador
2008
ii

TERMO DE APROVAÇÃO
CARLOS EMANOEL TRIGUEIROS DE SANTANA
ESTUDO SOBRE AS POTÊNCIALIDADES E
ESPECIALIZAÇÕES METALOGENÉTICAS DOS
GRANITÓIDES PALEOPROTEROZÓICOS DA REGIÃO
CENTRO-SUL DA SERRA DE JACOBINA – BA,
GRANITÓIDES DE MIGUEL CALMON E MIRANGABA.
Monografia aprovada como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel
em Geologia, Universidade Federal da Bahia, pela seguinte banca examinadora:
Prof. Dr. José Haroldo da Silva Sá - Orientador
Doutor em Geologia pela USP
UFBA
Ernesto Alves da Silva
Bacharel em Geologia pela UFBA
Companhia Baiana de Pesquisa Mineral - CBPM
Profª. Drª. Ângela Beatriz Leal
Doutora em Geologia pela USP
UFBA
Salvador, 4 de dezembro de 2008
iii

"Simplesmente à Minha Família"
iv

AGRADECIMENTOS
Esta monografia é parte final de uma longa trilha em que os obstáculos foram muitos,
mas o esforço conjunto e o espírito fraternal da família, amigos, professores, funcionários e
colegas, foram imensamente superior. Sinceros agradecimentos:
A Deus por me dar força, saúde e capacidade para sempre prosseguir evoluindo na
vida pessoal, profissional e social. Por ter mim concedido uma família abençoada por Ele, e
principalmente por ter enviado seu único filho pra nos conceder a eterna salvação.
A minha família, pelo amor, compreensão, união, atenção, patrocínio, incentivo e
principalmente estímulo para começar e terminar essa jornada. Agradeço em especial a meus
pais Leonidio Santana Filho e Iraildes Trigueiros; e a meus irmãos Tiago, Mateus, Noemi e
Taiane.
Ao meu orientador Prof. Dr. José Haroldo da Silva Sá, pela atenção, paciência e por
compartilhar seus conhecimentos e experiência ao longo das matérias Campo I e Prospecção,
assim como na elaboração desta monografia.
A Universidade Federal da Bahia (UFBA), em especial o Instituto de Geociências
(IGEO), que mesmo com todas as dificuldades de infra-estrutura e corpo docente, foi de
fundamental importância na minha formação acadêmica.
A Companhia Baiana de Pesquisa Mineral (CBPM), em particular a Gerência de
Geologia Básica e Aplicada (GEBAP), na pessoa do Diretor Geólogo Ernesto Alves da Silva,
pelo apoio material, logístico e financeiro em todas as etapas desta pesquisa.
Aos professores, Castro, Doneivan, Felix, Flávio, Geraldo, Iracema, Joaquim Xavier,
Johildo Barbosa, Lamarck (in memoriam), Lourdes, Marcos, Marcelo, Misi, Osmario,
Reginaldo, Sergio, Silvania, Simone, Télesforo e Vilton. Dentre outros que tiveram
contribuição fundamental para a minha formação.
A profª Ângela Leal, pela dedicação frente ao colegiado do curso, por te me ensinado
em petrologia metamórfica a gostar de petrografia e pelo auxilio nas descrições das lâminas
desta monografia.
v

Aos funcionários do IGEO, em especial a Alberto, André, Caetano, Carlos (Bossal),
Deraldo, Jairo, Joceane e Mércia.
A meus amigos e colegas: André, Andresa, Ana Carolina, Ana Maciel, Carlito, Carla,
Carlos Amorim, Cristiane, Denis, Diego, Eraldo, Fabiano, Gilcimar, Jofre, Joilma, Jailma,
Manoel, Manoel Palmas, Natanael, Natali, Patrícia, Portugal, Ramille, Rodrigo, Rose, Sâmia
e Uyara. Peço perdão se me esqueci de alguém e sintam-se agradecidos.
A minha equipe de Campo II - Ana Maciel, Jailma e Joilma - que em um semestre
difícil que pensei em desistir me mostrou a alegria e o prazer de ser estudante de geologia.
A todos que de maneira direta e indiretamente contribuíram para que me torna-se
Bacharel em Geologia.
A Todos Muito Obrigado
“Eu pensei em dizer tantas coisas, mas pra que se eu tenho a música” (Roupa Nova)
“Cuide de quem corre do seu lado
E quem te quer bem, essa é a coisa mais pura...”
“Dê o seu melhor, isso é o que Deus quer
Faça alguém feliz, e alguém também, fará você”
Charlie Brown Jr.
Raiz Coral
vi

RESUMO
Os granitóides paleoproterózoicos em estudo localizam-se na porção centro-sul da
Serra de Jacobina, compreendendo os Granitóides de Miguel Calmon (GMC) e Mirangaba
(GMR). São corpos intrusivos no Complexo Mairi, estando associados ao Complexo
Itapicuru, Grupo Jacobina e a Formações Superficiais.
Constituem-se de corpos alongados, muito homogêneos, onde predominam
granodioritos e monzonitos de coloração rosa a cinza, em geral porfiríticos, sendo a
paragênese principal constituída de plagioclásio, quartzo, microclina, biotita, moscovita e
minerais opacos.
Os dados geoquímicos posicionaram-nos como granitos pós-orogênicos, sendo o GMC
tipo I e o GMR do tipo S. São fracamente peraluminosos, do tipo subsolvs da serie cálcio-
alcalina.
Através de parâmetros geológicos, petrográficos, geoquímicos e geotectônicos foi
possível classificar e comparar a especialização e o potencial metalogênetico dos granitóides,
onde o Granitóide de Miguel Calmon apresenta-se com baixo potencial metalogenético,
enquanto o Granitóide de Mirangaba classifica-se como de bom potencial metalogenético,
particularmente para mineralizações de wolfrâmio.
Palavras Chave: Granitóides, Potencialidades e Metalogênese.
vii

ABSTRACT
The granitoides Paleoproterozoic study can be found in the central-southern Sierra de
Jacobina, including Granitóides de Miguel Calmon (GMC) and Mirangaba (GMR). They are
intrusive bodies in Mairi Complex, state associated with the Complex Itapicuru, Jacobina
Group and Surface Formations.
It is elongated bodies, uniforns, which dominate monzonitos and granodiorite pink to
gray in color, generally porfhyritic, and the main paragenesis consists of plagioclásio, quartz,
microclina, biotite, muscovite and opaque minerals.
The geochemical data positioned as post-granite origin, and the GMC as type I and
GMR as type S. They are weakly peraluminosos, subsolvs the type of calcium-alkaline series.
Through geological parameters, petrographic, geochemical and geotectônicos could
classify and compare the especialisition and potential metalogenetic of granitoides, where the
Granitoide of Miguel Calmon presents with low potential metalogênetico, while the
Granitóide of Mirangaba classifies itself as the good metalogenetic potential.
Key words: Granitoide, Potential and Metalogenetic.
viii

SUMÁRIO
DEDICATÓRIA iv
AGRADECIMENTOS v
RESUMO vii
ABSTRACT viii
LISTA DE FIGURAS xii
LISTA DE TABELAS xiv
LISTA DE FOTOGRAFIAS xiv
LISTA DE FOTOMICROGRAFIAS xv
LISTA DE ABREVIATURAS xv
CAPITULO I - INTRODUÇÃO 16
1.1. APRESENTAÇÃO 16
1.2. OBJETIVOS 17
1.3. METODOLOGIA DE TRABALHO
18
1.3.1. Levantamento Bibliográfico
18
1.3.2. Analises e Interpretações dos Dados
18
1.4. LOCALIZAÇÃO DA ÁREA EM ESTUDO 19
1.5. ASPECTOS FISIOGRÁFICOS 21
1.6. TRABALHOS ANTERIORES 22
CAPITULO II - GEOLOGIA REGIONAL 25
2.1. ARQUEANO A PALEOPROTEROZÓICO 25
2.1.1. Complexo Mairi 25
2.1.2. Complexo Saúde 26
2.1.3. Greenstone Belt de Mundo Novo 26
2.1.4. Complexo Itapicuru 29
2.1.5. Grupo Jacobina 30
2.1.6. Rochas Intrusivas Máficas e Ultramáficas 30
2.1.7. Granitos Intrusivos 31
2.2. MESO A NEOPROTEROZÓICO 31
2.2.1 Grupo Chapada Diamantina 31
2.2.2 Grupo Una 32
2.3. COBERTURAS TÉRCIO-QUATERNARIAS 32
2.3.1. Formações Superficiais 32
ix

CAPITULO III - CARACTERÍSTICAS GEOLÓGICAS,
PETROGRAFICAS E GEOQUÍMICAS DOS GRANITÓIDES. 34
3.1. GRANITÓIDE DE MIGUEL CALMON
3.1.1. Petrográfia
3.1.1.1. Fácies Granítica
3.1.1.2. Enclave Máfico
3.1.2. Geoquímica
3.2. GRANITO DE MIRANGABA
3.2.1. Petrográfia
3.2.1.1. Fácies Granítica
3.2.2. Geoquímica
3.3. ANALISE COMPARATIVA ENTRE O GMC E O GMR 57
CAPITULO IV - AMBIÊNCIA GEOTECTÔNICA E
NATUREZA DOS GRANITÓIDES 58
4.1. AMBIENTE GEOTECTÔNICO DE GERAÇÃO DOS
GRANITÓIDES DE MIGUEL CALMON E MIRANGABA
4.1.1. Características de granitóides relacionados aos respectivos
ambientes geotectônicos de formação
4.1.1.1. Granitos Orogênicos
a) Granitos de Arcos de Ilhas
b) Granitos de Margens Continentais Ativas
c) Granitos de Áreas de Colisão Continental
d) Granitos Pós-Orogênicos.
4.1.1.2. Granitos Anorogênicos
a) Granitos associados com Rifts
b) Granitos associados com Soerguimentos Continentais
Epirogênicos
c) Granitos de Fundos de Oceanos
4.1.2. Caracterização dos Granitóides de Miguel Calmon e
Mirangaba quanto ao Ambiente Geotectônico em que foram
gerados.
4.2 FONTES GERADORAS DOS GRANITÓIDES DE MIGUEL
CALMON E MIRANGABA.
4.2.1. Características (Critérios) Indicativas da Fonte Geradora de
Granitóides
4.2.2. Características dos Granitóides de Miguel Calmon e
Mirangaba quanto à fonte geradora dos mesmos
34
37
37
39
41
46
46
46
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58
58
59
59
59
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60
60
60
60
61
61
61
63
x

CAPITULO V - PADRÕES GEOFÍSICOS DOS
GRANITÓIDES 66
5.1. GEOFÍSICA DO GRANITÓIDE DE MIGUEL CALMON
5.1.1. Mapas Magnéticos (Campo Total e 1º DV do Campo Total)
5.1.2. Mapas Radiométricos (Concentração Potássio, Tório, Urânio
e Contagem Total)
5.2. GEOFÍSICA DO GRANITÓIDE DE MIRANGABA
5.2.1. Mapas Magnéticos (Campo Total e 1º DV do Campo Total)
5.2.2. Mapas Radiométricos (Concentração de Potássio, Tório,
Urânio e Contagem Total)
CAPITULO VI - MINERALIZAÇÕES ASSOCIADAS ÀS
ROCHAS GRANÍTICAS (MODELOS E TIPOS
METALOGÉNETICOS) 78
6.1. DEPÓSITOS PLUTOGÊNICOS APICAIS DISSEMINADOS DE Cu
+ Mo; Cu, Mo, Cu + Au, Sn E W 79
6.2. GREISENS 82
6.3. DEPÓSITOS PERIFÉRICOS – FILÕES HIDROTERMAIS,
PNEUMATOLÍTICOS E PEGMATITOS 84
6.4. CONCENTRAÇÕES PLUTOGÊNICAS PERIFÉRICAS
RELACIONADAS AO METAMORFISMO E/OU
METASSOMATISMO TÉRMICO 85
CAPITULO VII - POTENCIALIDADES
METALOGENÉTICAS DOS GRANITÓIDES 87
7.1. POTENCIALIDADE METALOGENÉTICA DO GRANITÓIDE DE
MIGUEL CALMON.
7.1.1. Indicadores Geotectônicos
7.1.2. Indicadores Petrográficos
7.1.3. Indicadores Geoquímicos
7.1.3. Indicadores Geofísicos
7.2. POTENCIALIDADE METALOGENÉTICA DO GRANITÓIDE DE
MIRANGABA.
7.2.1. Indicadores Geotectônicos
7.2.2. Indicadores Petrográficos
7.2.2. Indicadores Geoquímicos
7.2.3. Indicadores Geofísicos
7.3. POTENCIALIDADE DO GMC E GMR, ESPECIALMENTE PARA
WOLFRÂMIO, SEGUNDO A EQUAÇÃO GCI. 94
CAPITULO VIII - CONCLUSÃO 95
CAPITULO IX - BIBLIOGRAFIA 98
66
66
69
73
73
73
87
87
88
89
91
91
91
92
92
94
xi

LISTA DE FIGURAS
Figuras Descrição Pg
Figura 1 Mapa de localização e vias de acesso à área de estudo. Em
zoom os granitóides de Miguel Calmon e Mirangaba. 20
Figura 2 Coluna estratigráfica da região da Serra de Jacobina,
modificada por Mascarenhas et al. (1994). 27
Figura 3 A) Esboço geológico do Cráton do São Francisco. B) Mapa
geológico simplificado da área de estudo 28
Figura 4 Mapa Geológico do Granitóide de Miguel Calmon. 36
Figura 5 Amostras do GMC plotadas no diagrama de classificação de
rochas plutônicas - QAP. 37
Figura 6 Diagramas de Harker para o Granitóide de Miguel Calmon. 43
Figura 7 Diagrama K2O x Na2O, (LeMaitre, 1989). 44
Figura 8 Diagrama de Série Magmática K2O x SiO2. 44
Figura 9 9.a) Diagrama para determinação do tipo de granito e
composição. 9.b) Diagrama para determinação de álcalis. 44
Figura 10 Diagrama Na2O x K2O para o GMC, White & Chappell
(1983). 45
Figura 11 Diagrama Si2O x Rb/Zr para rochas graníticas dos grupos I, II
e III (Harris et AL. 1986), amostras do GMC mostrando baixa
razão Rb/Zr. 45
Figura 12 Diagrama de saturação de alumina, indica que o GMC são
rochas levemente peraluminosas. 45
Figura 13 Diagrama ternário RbxSrxBa, para o GMC. El Bouseily &
Sokkary. 45
Figura 14 Efeitos de alteração exibidos no “contexto ígneo” (Hughes
1972 apud Backer 1985) onde as rochas ígneas inalteradas
definem uma área restrita. No diagrama estão plotadas as
amostras do GMC. 45
Figura 15 Mapa Geológico do Granitóide de Mirangaba. 47
Figura 16 Amostras do GMR plotadas no diagrama de classificação de
rochas plutônicas - QAP. 48
Figura 17 Diagramas de Harker para o Granitóide de Mirangaba. 54
Figura 18 Diagrama K2O x Na2O, (LeMaitre, 1989). 55
Figura 19 Diagrama de Série Magmática K2O x SiO2. 55
Figura 20 20.a) Diagrama para determinação do tipo de granito e
composição. 20.b) Diagrama para determinação de álcalis. 55
Figura 21 Diagrama Na2O x K2O para o GMR, White & Chappell
(1983). 56
Figura 22 Diagrama Si2O x Rb/Zr para rochas graníticas dos grupos I, II
e III (Harris et AL. 1986), amostras do GMR mostrando baixa
razão Rb/Zr. 56
Figura 23 Diagrama de saturação de alumina, indica que o GMR são
rochas levemente peraluminosas. 56
Figura 24 Diagrama ternário RbxSrxBa, para o GMR. El Bouseily &
Sokkary. 56
xii

Figura 25 Efeitos de alteração exibidos no “contexto ígneo” onde as
rochas ígneas inalteradas definem uma área restrita. No
diagrama estão plotadas as amostras do GMR. 56
Figura 26 Diagramas discriminantes (A-F) utilizados para a
caracterização de granitos GAI, GMA, GCC, GPO, GR, GE e
GO. Segundo Maniar & Piccoli, 1989. 62
Figura 27 Mapa do Campo Magnético Total do GMC, mostrando áreas
com anomalias mais significativas. 68
Figura 28 Mapa da 1º DV do Campo Magnético Total do GMC,
mostrando áreas com anomalias mais significativas 68
Figura 29 Mapa de Contagem Total do GMC, mostrando áreas com
anomalias mais significativas 70
Figura 30 Mapa da Concentração de Potássio do GMC, mostrando áreas
com anomalias mais significativas 70
Figura 31 Mapa de Concentração de Tório do GMC, mostrando áreas
com anomalias mais significativas 72
Figura 32 Mapa de Concentração de Urânio do GMC, mostrando áreas
com anomalias mais significativas 72
Figura 33 Mapa Magnético do Campo Total – GMR 74
Figura 34 Mapa da 1 DV do Magnético do Campo Total – GMR 74
Figura 35 Mapa da contagem total – GMR 75
Figura 36 Mapa da concentração de potássio – GMR 75
Figura 37 Mapa da concentração de tório – GMR 77
Figura 38 Mapa da concentração de urânio – GMR 77
Figura 39 Modelo esquemático da distribuição zonada dos minerais
metálicos e da zonalidade dos silicatos hidrotermais
hipogênicos nas jazidas apicais disseminadas. 81
Figura 40 Esquema mostrando o produto final obtido após o
desenvolvimento da seqüência de diferenciação. Ambiente
greisenizado e a influência das rochas encaixantes na
composição do greisen. 83
Figura 41 Modelo metalogenético para mineralizações associadas a
rochas carbonatadas. 86
Figura 42 Diagramas elementos traços vs SiO2. 90
Figura 43 Diagrama ternário de Juniper e Kleeman, 1979. No diagrama
amostras do GMC. 91
Figura 44 Diagrama ternário ACF de Barth, 1962 No diagrama amostras
do GMC. 91
Figura 45 Diagramas elementos traços vs SiO2. 93
Figura 46 Diagrama ternário de Juniper e Kleeman, 1979. No diagrama
amostras do GMR. 93
Figura 47 Diagrama ternário ACF de Barth, 1962 No diagrama amostras
do GMR. 93
Figura 48 Índice de Caracterização Geoquímica para granitos mineralizados e
granitos estéreis da Índia e do Mundo. 94
Figura 49 Índice de Caracterização Geoquímica (GCI). Analise
comparativa entre o GMC e o GMR. 94
xiii

LISTA DE TABELAS
Tabelas Descrições Pg.
Tabela 1 Dados geoquímicos das analises de 9 amostras do Granitóide de
Miguel Calmon. 42
Tabela 2 Norma CIPW do GMC. 42
Tabela 3 Dados geoquímicos das analises de 10 amostras do Granitóide
de Mirangaba. 52
Tabela 4 Norma CIPW do GMR. 53
Tabela 5 Analise comparativa dos principais parâmetros entre o GMC e o
GMR. 57
Tabela 6 Características dos granitos tipo I e tipo S, (Biondi, 1986). 63
Tabela 7 Principais características dos granitos M, I – Cordilheiranos, I –
Caledonianos, S e A. Segundo Pitcher, 1983. 64
Tabela 8 Parâmetros utilizados na identificação do tipo de granito. 65
Tabela 9 Principais minerais magnéticos 67
Tabela 10 Susceptibilidade magnética das rochas 67
Tabela 11 Mapas geofísicos e os principais níveis de intensidades
presentes para o GMC 71
Tabela 12 Mapas geofísicos e os principais níveis de intensidades
presentes para o GMR 76
Tabela 13 Mineralizações e tipos de depósitos associados às séries
graníticas, observadas em diferentes locais (Biond, 1986). 79
Tabela 14 Valores encontrados no GMC para as razões Rb/Sr, Li/K, Ba/Sr,
K/Rb, Ba/Rb e Mg/Li. 90
Tabela 15 Valores encontrados no GMR para as razões Rb/Sr, Li/K, Ba/Sr,
K/Rb, Ba/Rb e Mg/Li. 92
Tabela 16 Comparação através de parâmetros/indicadores de potencial
metalogenéticos entre o GMC e o GMR. 97
LISTA DE FOTOGRAFIAS
Fotografias Descrições Pg.
Fotografia 1 Granitóide de Miguel Calmon, afloramento em lajedo
mostrando à fácies porfiritica. 35
Fotografia 2 Granitóide de Miguel Calmon, afloramento da fácies de
coloração rosada. 35
Fotografia 3 Granitóide de Miguel Calmon, afloramento em corte de estrada
da fácies mais escura. 35
Fotografia 4 Granitóide de Mirangaba afloramento em forma de lajedo,
mostrando-se bastante fraturado. 48
Fotografia 5 Granitóide de Mirangaba afloramento em pedreira. 48
Fotografia 6 Granitóide de Mirangaba, fácies porfiritica. 48
xiv

Abreviatura Significado Abreviatura Significado
ACF
LISTA DE FOTOMICROGRAFIAS
Fotomicrografias Descrições Pg.
Fotomicrografia 1 Aspecto geral da orientação da biotita no GMC. Amostra PG-
43A. 40
Fotomicrografia 2 Associação entre plagioclásio e microclina, mostrando o
processo de albitização. Plagioclásio encontra-se
saussuritizado e sericitizado. GMC. Amostra PG-49. 40
Fotomicrografia 3 Textura mirmequitíca e plagioclásio saussuritizado e
sericitizado. GMC. Amostra PG-47. 40
Fotomicrografia 4 Associação entre microclina e plagioclásio mostrando o
processo de feldspatização potássica. GMC. Amostra PG-54. 40
Fotomicrografia 5 Enclave máfico no GMC, mostrando a parte máfica e a parte
félsica. GMC. Amostra PG-42B. 40
Fotomicrografia 6 Aspecto geral da orientação da biotita. GMR. Amostra PG-
61A. 51
Fotomicrografia 7 Associação entre plagioclásio e microclina, mostrando o
processo de albitização, o plagioclásio encontra-se
saussuritizado e sericitizado. GMR. Amostra PG-59. 51
Fotomicrografia 8 Textura mirmequitíca e associação entre plagioclásio e a
microclina mostrando a feldspatização potássica. GMR.
Amostra PG-59. 51
Fotomicrografia 9 Associação entre plagioclásio e a microclina mostrando a
feldspatização potássica. GMR. Amostra PG-59. 51
Fotomicrografia 10 Associação entre biotita, moscovita e minerais opacos. GMR.
Amostra PG-58B. 51
LISTA DE ABREVIATURAS
A (Al2O3+Fe2O3 – (Na2O+K2O);
C (CaO) e F (FeO+MgO+MnO)
Bt Biotita QAP
Plag Plagioclásio
Q (Quartzo); A (Kfeldspato)
e P
(plagioclásio)
CIPW
Cross, Iddings, Pirsson e
Washington
Qtz Quartzo
GMC Granitóide de Miguel Calmon Saus Saussuritização
GMR Granitóide de Mirangaba Ser Seritização
ICP Inductively Coupled Plasma Tex Mirm Textura Mirmequítica
Mcr Microclina TTG
Tonalito-trondhjemitogranodiorítico
Mos Moscovita
xv

1.1. APRESENTAÇÃO
CAPITULO I - INTRODUÇÃO
Grande parte do território da Bahia é formado por terrenos de idades arqueana e
paleoproterozóica, expostos principalmente nas regiões centro-oriental, centro-sul e norte do
Estado. Nesses terrenos destacam-se os corpos de composições graníticas, aqui referidos
como granitóides, formados principalmente durante a intensa e extensa granitogênese da era
paleoproterozóica. Suas áreas de exposições variam entre dezenas até muitas centenas de
quilômetros quadrados e exibem características associadas a ambientes sin, tardi ou pós-
tectônicos. Também apresentam diversos tipos de texturas (equigranular fina a grossa,,
porfirítica, pegmatóide etc..) e variações composicionais que incluem monzonitos,
granodioritos, tonalitos, granitos até sienitos.
A escassez de mineralizações econômicas até agora comprovadas em associação com
os granitóides aqui abordados, possivelmente explique a ausência de estudos sistemáticos
sobre seus aspectos metalogenéticos. Outro fator diz respeito ao atual nível de erosão, que já
expôs vários desses granitóides em grandes extensões, considerados como desfavorável à
preservação das mineralizações formadas nas zonas apicais das suas cúpulas. Entretanto,
várias “exceções” mostram a existência de mineralizações econômicas preservadas em
batólitos graníticos dentre os quais são relevantes citar: a) os depósitos da província estanífera
de Rondônia alojados em greisens encaixados em granitóides com mais de 20 km de diâmetro
e intrusivos em gnaisses do complexo Xingú (Veiga et. al., 1988); b) os depósitos de
tungstênio de Nova Trento, em Santa Catarina, estão associados a veios de quartzo-
16

pegmatóides mineralizados com volframita, conectados com granitóides e encaixados em
xistos e gnaisses (Silva & Misi, 1988); c) os depósitos de esmeralda (com molibdenita),
associados ao granitóide de Carnaíba e os de esmeralda no granitóide de Campo Formoso,
ambos na região centro-norte da Bahia (Grifon, 1967, Couto et. al. 1991).
O conhecimento sobre a metalogenêse dos granitóides - exemplificada nos muitos
depósitos distribuídos em todos os continentes – mostra que essas rochas tem estreita relação
com mineralizações de Sn, Mo, Cu, Ta, Nb, F, Li, Be, Cs, Au além de um grande número de
pedras preciosas e semi-preciosas.
Estudos comparativos entre granitóides estéreis e mineralizados, mostram que estes
últimos apresentam um conjunto de características que podem ser utilizadas como critérios
para a seleção de corpos mais favoráveis à prospecção. Dentre essas características destacam-
se a presença de anomalias radiométricas, a associação espacial com baixos gravimétricos
(anomalias gravimétricas negativas) e com zonas de descontinuidade estrutural e a relação de
discordância com as rochas encaixantes (Taylor & McLennan, 1985).
Como já mencionado, a intensa e extensa granitogênese ocorrida durante o
paleoproterozóico no território baiano, carece de estudos e pesquisas voltadas para a
identificação de processos metalogenéticos favoráveis as mineralizações típicas desse
ambiente geológico. É dentro desse contexto que se faz importante o estudo sobre as
potencialidades e especializações metalogéneticas dos granitóides de Miguel Calmon e
Mirangaba.
1.2. OBJETIVOS
Este trabalho tem como objetivo o estudo sobre as potencialidades e especializações
metalogenéticas dos granitóides Paleoproterozóicos da região centro-sul da Serra de
Jacobina/Ba – Granitóide de Miguel Calmon (GMC) e Granitóide de Mirangaba (GMR),
identificando e caracterizando parâmetros geológicos, geoquímicos, petrográficos, geofísicos
e geotectônicos, que possam ser correlacionados com as potencialidades e especializações
metalogenéticas desses granitóides.
17

1.3. METODOLOGIA DE TRABALHO
1.3.1. Levantamento Bibliográfico
Como ponto de partida se fez um levantamento bibliográfico de livros, teses,
dissertações, artigos e revistas sobre todos os aspectos geológicos da área em estudo na escala
regional e local. Posteriormente buscou-se na bibliografia características e propriedades
geológicas, geotectônicas, estruturais, petrográficas, geoquímicas e geofísicas, que possam ser
correlacionáveis às potencialidades e especializações metalogenéticas dos granitóides em
estudo.
1.3.2. Analises e Interpretações dos Dados
Nessa etapa foram analisados, integrados, interpretados e comparados os parâmetros
geológicos referentes aos granitóides em estudo, tais como:
Características petrográficas (paragêneses, texturas, alterações e etc)
Foram confeccionadas 23 lâminas delgadas, sendo 14 lâminas do GMC e 09 laminas
do GMR. Para o estudo petrográfico dos granitóides, observou-se principalmente a
mineralogia, texturas e alterações minerais. Nomeando assim através do QAP o granitóide em
questão. Para isso utilizou-se o microscópio binocular do Laboratório de Mineralogia Óptica e
Petrografia do Instituto de Geociências da UFBA.
Características geoquímicas relativas às concentrações de elementos maiores e traços,
particularmente aqueles afins com a metalogênese típica dos granitóides
Foram analisadas geoquimicamente 19 amostras, sendo 9 amostras do GMC e 10
amostras do GMR. As analises foram realizadas pela empresa Geosol, utilizando o método de
fluorescência de raio-X para elementos maiores (SiO2, Al2O3, FeO, Fe2O3, MgO, Na2O, K2O,
CaO, MnO TiO2 e P2O5) e para elementos traços (Ba, Cl, Ga, Hf, Nb, P, Rb, S, Sc, Sn, Sr, Ta,
Th, U, V, Y, Zr, W). Utilizou-se também o método ICP para: Ag, B, Be, Cr, Cu, Li, Mo, Ni,
Pb, Sb, Zn, F, Cs, La.
Posteriormente, esses dados foram tratados através do programa Minpet 2.02 (Richard,
1994) e assim analisados para estabelecer o potencial metalogenético dos granitóides.
18

Padrões geofísicos dos granitóides
Com o intuito de estabelecer o padrão geofísico dos granitóides, assim como a
identificação de possíveis anomalias, foram confeccionados para cada granitóide 06 mapas
geofísicos: (1) Mapa Magnético do Campo Total; (2) Mapa da 1º Derivada do Campo
Magnético Total; (3) Mapa da Contagem Total; (4) Mapa da Concentração do Potássio; (5)
Mapa da Concentração do Tório e (6) Mapa da Concentração do Urânio.
Os mapas geofísicos dos granitóides de Miguel Calmon e Mirangaba foram plotados
aproximadamente na escala de 1:143.000. Superpuseram-se os mapas geofísicos com o
geológico detectando assim possíveis anomalias.
Relatório Final
Através dos dados, análises e interpretações, obtidas na utilização de vários programas
(word, excel, power point corel draw, arcgis, minpet e outros), integrou-se em forma de
monografia a metodologia utilizada assim como os resultados obtidos e por fim elaborou-se
uma apresentação pública para divulgação dos resultados.
Monografia com o objetivo de obter o grau em bacharel em Geologia pela
Universidade Federal da Bahia – UFBA.
1.4. LOCALIZAÇÃO DA ÁREA EM ESTUDO
A área de estudo situa-se na região centro-sul da Serra de Jacobina entre os municípios
de Mirangaba e Miguel Calmon, ambos situados no Estado da Bahia. São objetos de pesquisa
os granitóides desta região, são eles: Granitóide de Miguel Calmon e Granitóide de
Mirangaba.
O acesso à região e feita a partir de Salvador pela BR-324 até Feira de Santana,
seguindo pela BR-116 e BR-324 até Jacobina. A partir de Jacobina seguem-se dois rumos
para chegar à área de estudo: 1) Pela BA-373 até Mirangaba (totalizando 350 km de
Salvador). 2) Pela BA-421 até Miguel Calmon (totalizando 360 km de Salvador) (Figura 1).
19

Figura 1 – Mapa de localização e vias de acesso à área de estudo. Em zoom os granitóides de Miguel Calmon e Mirangaba. Fonte: Adaptado do Mapa Rodoviário do Estado
da Bahia, (1990) e Mapa Geológico do Estado da Bahia, (1978).
20

1.5. ASPECTOS FISIOGRÁFICOS
As áreas de estudo como já foi mencionado se encontra inserida no contexto da
Serra de Jacobina, onde as altitudes variam entre 800 a 1200 metros (terrenos altos e
montanhosos) e altitudes entre 400 a 600 metros (terrenos mais baixos e aplainados).
O tipo climático é semi-árido e seco a subúmido, com precipitação média anual
entre 1000 a 1250 mm nos terrenos altos e montanhosos e em torno de 650 mm nos
terrenos baixos e aplainados. A área esta sujeita a passar longos períodos de estiagem.
Os solos, em sua maioria, são dos tipos: argissolo eutrófico, latossolo distrófico,
cambiossolo, latossolo ácrico e neossolo litólico distrófico. Os solos derivados das
rochas graníticas apresentam uma coloração esbranquiçada e são pouco desenvolvidos.
A separação das feições geomorfologicas foi baseada no Projeto Radam Brasil
(1983) e no Projeto Jacobina (Couto et. al., 1978). Os aspectos paisagísticos atuais da
Serra de Jacobina foram implantados, durante a ação dos processos erosivos, atuantes a
partir do Cretácio Superior que modelaram os arranjos lito-estrutural da área, feições
geomorfológicas contrastantes. A área de estudo está inserida no domínio do “Escudo
Exposto”. Esse domínio está dividido em duas regiões geomorfológicas: Região dos
planaltos residuais que engloba as unidades Relevo Montanhoso e Cristas Residuais e a
Região das Depressões Interplanalticas, englobando as unidades Morros Ondulados,
Planície Aluvionar e Depósitos de Talus.
A distribuição do sistema fisionômico ecológico segundo o Projeto Radam
Brasil (1981), esta dividida em: cerrado, cerrado/caatinga, mata de galeria, mata ciliar,
além de áreas antropizadas (cultivo permanente e agricultura de subsistência). A
vegetação varia de floresta estacional e cerrado arbóreo aberto até os contatos cerrado-
floresta ombrófila, cerrado-floresta estacional e caatinga-floresta estacional.
O Município de Miguel Calmon está parcialmente inserido na bacia do rio
Itapicuru, enquanto que sua porção sul possui drenagens que correm para a bacia do
médio Paraguaçu e a porção noroeste drena as águas para a bacia do rio Salitre. Tem
como principais drenagens os riachos Olho d’Água, Angelim, Forjos, Cabeceiras e rio
Jacuípe. O Município de Mirangaba possui grande parte de sua área dentro da bacia do
rio Salitre, embora a sua sede esteja dentro da bacia do rio Itapicuru. O município tem
como principais drenagens os rios Salitre, Preto e Itapicuru-Açu.
21

1.6. TRABALHOS ANTERIORES
A historia cientifica da região da Serra de Jacobina mostra a grande evolução do
conhecimento geológico na área, desde as primeiras referências feitas pelo Padre
Manuel Ayres do Cazal (1817) apud Couto et. al 1978. Branner (1910a e b) menciona a
presença de manganês nessa serra e em 1910, descreve diversas seções geológicas na
região. A seguir são apresentados resumidamente os principais trabalhos na região.
Kegel (1963) considerou a Bacia de Jacobina como formada por camadas
depositadas sobre um anticlinal erodido da “Série Pré-Minas” e dos gnaisses do
Precambriano Inferior.
Leo et al. (1964) estabeleceram a primeira coluna estratigráfica para a Serra de
Jacobina, com isso foi elaborado várias cartas geológicas e de modelos geodinâmicos e
metalogenéticos para a geologia da região. Definiram a estratigrafia básica da Serra de
Jacobina: Formação Bananeiras, Serra do Córrego, Rio do Ouro e Cruz das Almas.
Griffon (1967) em mapeamento da parte central da Serra, unificou as Formações
Rio do Ouro e Serra do Córrego de Leo et al. (1964) sob a denominação de Formação
Rio do Ouro, desdobraram a Formação Cruz das Almas (basal) em formações Serra do
Meio e Água Branca. Griffon (1967) e Mascarenhas (1969a e b) interpretam para a serra
de Jacobina um estilo de dobramento isoclinal com escamas tectônicas, imputando ao
Grupo Jacobina uma espessura sedimentar em torno de 4.000 metros.
Jordan (1971) considerou o Grupo Jacobina Inferior de Griffon como parte do
flanco leste do Sinclinorio de Curaçá de modo que o Grupo Jacobina propriamente dito
seria o flanco oeste. Em 1972 este mesmo autor dividiu o Grupo Jacobina no extremo
norte da serra nas Formações Oliveira, Serra da Alegria e Varginha.
Couto et al. (1978) ao mapearem a região da Serra de Jacobina individualizaram
três compartimentos litoestruturais: Complexo Metamórfico-Migmatítico, Complexo
Saúde, e Complexo Itapicuru. Eles incluíam principalmente no Complexo Itapicuru as
Formações Cruz das Almas, Serra do Meio e Água Branca. Couto et al. (1978) e Melo
et. al. (1995) descreveram o Complexo Saúde como sendo constituído principalmente
por paragnaisses aluminosos que incluem os kinzigitos, anfibolitos, rochas
calcissilicáticas e quartzitos, ocorrem de forma subordinada. Formam uma faixa quase
22

que contínua que baliza o limite leste da Seqüência Jacobina e Greenstone Belt de
Mundo Novo.
Mascarenhas (1979) considerou a existência de um cráton catarqueano a oeste
do meridiano de 41° W. No período pré-Guriense, formaram-se, denominados de
protocrátons (Serrinha, Gavião-Riachão do Jacuípe-Ipecaetá); áreas gnáissico-
migmatíticas; e greenstone belts nas regiões de Serrinha e Jacobina. Já por ocasião do
ciclo Guriense-Jequié (± 2,7Ga) ter-se-ia formado o complexo granulítico de Jequié.
Entre 2,0 Ga e 2,7 Ga ocorreu a formação de rochas granulíticas, charnockíticas e
migmatitos, havendo áreas onde as remobilizações geraram cinturões móveis.
Horscroft et al. (1989) defenderam a idéia de que o Grupo Jacobina foi formado
em um ambiente de rift com sedimentação do tipo fining upward, tendo origem em
ambiente fluvial, passando a transicional (deltaico) e marinho fraco. Melo (1991)
definiu o ambiente do Complexo Itapicuru e Serra de Jacobina como de uma bacia o
tipo “pull apart” de fundo siálico, não considerando a existência de ultramáficas
intercaladas nos quartzitos da Serra de Jacobina em seu modelo.
Segundo Mascarenhas & Silva (1994), a formação dos primeiros protólitos teve
início após 2,4 Ga. Nesta época admite-se o aparecimento de uma protocrosta oceânica
(Complexo São José do Jacuípe de Melo, 1991 ou equivalente ultrabásico) entre o
Bloco Gavião e o Cráton de Serrinha, ambos provavelmente arqueanos. Segundo o
modelo evolutivo de bacia pós-arco, na extensão pós-arco formou-se uma bacia com
deposição de rochas vulcanoclásticas e sedimentos grauváquicos e presença de
vulcanismo máfico-ultramáfico e de vulcanismo intermediário a félsico; a
reaproximação do Bloco do Gavião e do Cráton de Serrinha provocou a obducção da
crosta oceânica por sobre o prisma acrecional representado pelo Complexo Ipirá e sobre
as litologias vulcânicas do arco-de-ilhas. A seguir ocorreu a colisão entre o
microcontinente (Cráton de Serrinha) e o arco-de-ilhas (2,1-2,0 Ga) acarretando a
deformação da seqüência vulcanossedimentar com vergência para oeste. Nesta ocasião,
geraram-se diversos TTG’s (tonalito-trondhjemito-granodioritos).
Na margem oriental do Bloco Gavião desenvolveu-se uma bacia intracratônica
com alta taxa de subsidência, e sedimentação inicialmente continental passando a
fluviomarinha com formação de níveis mineralizados auríferos. A tectônica tangencial
prossegue após a colisão continente-continente, originando empurrões de leste para
23

oeste com o aparecimento de escamas de rochas ultramáficas da seqüência
vulcanossedimentar. Finalmente verificou-se a intrusão de diques máficos tardios
cortando toda a seqüência.
Os granitóides tardi a pós-tectônicos têm sido objeto de estudo (Marinho et. al.,
1979, 1980, 1992; Sabaté et. al., 1989-1990; Barbosa et al., 2003; Couto et. al., 1978 e
outros), com ênfase maior nos aspectos petrográficos e na evolução geotectônica, o que
propiciou a aquisição de um enorme volume de dados sobre as características
geológicas, petrográficas, estruturais, litogeoquímicas, isotópicas e geocronológicas
desses corpos. Contudo, nota-se que muitos dos estudos já realizados privilegiaram
alguns granitóides, o que estabelece diferentes níveis de conhecimento e dificulta as
comparações e correlações entre eles, particularmente na busca parâmetros indicativos
de potencialidades e especializações metalogenéticas.
Couto et. al. (1978) definiram que os granitos considerados intrusivos da área
exibem composição mineralógica e aspectos texturais bem homogêneos, típicos de
rochas plutônicas. O posicionamento desses corpos, sempre próximos a zonas de intensa
deformação das unidades adjacentes, as apófises graníticas injetadas nas encaixantes, e
os xenólitos e autólitos observados, atestam claramente o seu caráter intrusivo. O autor
descreve sucintamente o granito de Mirangaba, relatando que este exibe um contorno
grosseiramente elipsoidal, com eixo maior colíquo ao “trend” regional.
Mascarenhas (1979) menciona o granito tipo Miguel Calmon em seu trabalho, e
descreve como constituídos por quatro corpos alongados na direção meridiana, dois
deles localizados em Piritiba, um em Miguel Calmon e o outro em Itapicuru.
Rudowski et al. (1987) caracterizam do ponto de vista petrológico, químico e
metalogenético o maciço de Campo Formoso e Carnaíba evidenciando mecanismos
metassomáticos a partir dos fluidos responsáveis pelas mineralizações de Be e Mo,
sugerindo intrusões múltiplas e séries diferenciadas entre si.
Sabaté et al. (1989) proporcionam uma análise mais apurada através de estudos
isotópicos Rb-Sr e Nd-Sm, caracterizando os granitos geoquimicamente, além de
sugerir possíveis fontes e idéias de dinâmica de colocação destes corpos.
São poucos os estudos geológicos referentes aos granitóides de Miguel Calmon e
Mirangaba, principalmente nos aspectos petrográficos, geoquímicos e metalogéneticos.
24

CAPITULO II - GEOLOGIA REGIONAL
A estratigrafia estabelecida para a região em estudo é alvo de muitas discussões
entre pesquisadores. Desde que Leo et al. (1964) estabeleceram a primeira coluna
estratigráfica para a Serra de Jacobina, tem proliferado uma série de cartas geológicas e
de modelos geodinâmicos/metalogenéticos para a geologia da região. Por ser uma
região de evolução tectônica complexa, a grande quantidade de publicações existentes
contém as mais variadas contradições de ordem temática e geocientífica.
Os componentes litológicos foram organizados nas seguintes unidades
litoestratigráficas: Arqueano a Paleoproterozóico – Complexo Mairi, Complexo Saúde,
Greenstone Belt de Mundo Novo, Complexo Itapicuru, Grupo Jacobina e granitos
intrusivos; Meso a Neoproterozóico – Grupo Chapada Diamantina, e Grupo Una; e
Coberturas Tercio-Quaternárias – Formações Superficiais. A figura 2 mostra a coluna
estratigráfica regional e a figura 3 o mapa geológico simplificado da região.
2.1. ARQUEANO A PALEOPROTEROZÓICO
2.1.1. Complexo Mairi
O Complexo Mairi (Loureiro, 1991) designa um fragmento cratônico arqueano,
que compreende uma associação bimodal onde os termos félsicos têm composição
tonalito-trondhjemito-granodiorítica (TTG) e os termos máficos são diorito-gabróicos,
estando o conjunto metamorfizado na fácies anfibolito alto e exibindo estruturas
migmatíticas. Designa uma associação ortognáissica bimodal, de idade supostamente
25

arqueana. No projeto Folha de Jacobina (Couto et. al., 1978) foi delimitada e englobada
no Complexo Mairi uma expressiva área de paragnaisses kinzigíticos até então
desconhecida, além de corpos lenticulares de rochas metabásicas-metaultrabásicas. Esse
conjunto ocupa uma faixa com direção aproximada norte-sul, situada entre a Serra de
Jacobina e a borda oriental da Chapada Diamantina (escarpa do Tombador), segundo
Melo (1991), constituí o embasamento do Greenstone Belt de Mundo Novo e da
seqüência detritica da Serra de Jacobina. Sobrejacentes ao Bloco Mairi ocorrem três
conjuntos litológicos denominados de Complexo Saúde (Couto et. al., 1978; o qual
engloba o Complexo Ipirá de Lima et al. (1981), Itapicuru (Couto et. al., 1978) e o
Grupo Jacobina (Leo et al.,1964), ver figura 3B.
Datações realizadas na parte oriental da Serra de Jacobina, em migmatitos e
granitos forneceram idade Rb-Sr de 2,66 Ga, (Sato, 1986), enquanto que, na região de
Piritiba – Largo, uma isócrona Rb-Sr em afloramento de gnaisse migmatítico indica
idade de geração em torno de 3,0 Ga (Neves et al., 1980; Melo, 1991).
2.1.2. Complexo Saúde
Marginal a Serra de Jacobina, o Complexo Saúde (Couto et al. 1978 e Melo et
al. 1995) é constituído principalmente por paragnaisses aluminosos que incluem os
Kinzigitos (rochas metamórfica de composição pelitica), leptitos, quartzitos, quartzo-
biotita-xistos e conglomerados além de rochas calcissilicáticas. O Projeto Serra de
Jacobina (Couto et. al., 1978) caracteriza este complexo, por uma associação litológica
composta, principalmente, de biotita gnaisses, granada leptitos, metaconglomerados,
quartzo-sericita xistos, cianita xistos e tremolita-clorita-xistos (Figura 3A).
Este complexo é encaixado tectonicamente entre as rochas charnoenderbíticas de
alto grau do Bloco Jequié por seu lado leste, e os TTG’s do Complexo Mairi – Bloco
Lenções, a oeste (Cordani, 1973). Para norte, o Complexo Saúde situa-se sobre o
Complexo Mairi e entra em contato tectônico por transpressão sinistral com o
Complexo Itapicuru a oeste e o Orógeno Curaçá-Ipirá a leste (Melo et al., 1993).
2.1.3. Greenstone Belt de Mundo Novo
O Greenstone Belt de Mundo Novo ocupa uma área estreita e descontínua em
Ruy Barbosa, Mundo Novo e Piritiba, com não mais que dois quilômetros de largura,
que se alarga a partir da região entre Novilha Morta e Palmeirinha para cerca de 15 a 20
quilômetros, prosseguindo para norte até o fim da serra de Jacobina, em Flamengo.
26

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IDADE
PERIODO
QUATER-
NÁRIO
QUAT /
TER
TERCIÁRIO
MESO A
NEOPROTE-
ROZÓICO
MESO
PROTERO-
ZÓICO
PALEO A
MESO
PROTERO-
ZÓICO
PALEO
PROTERO-
ZÓICO
COMPLEXO GRUPO FORMAÇÃO
ITAPICURU
XISTOS E SERPENTINITOS
COMPLE-
XO
BÁSICO
/ULTRA-
BÁSICO
DE
CAMPO
FORMOSO
SAÚDE
METAM.
-
MIGMAT
UNA
SUPERIOR
INTRUSIVAS BÁSICAS A INTERMEDIÁRIAS
GRANITOS INTRUSIVOS
GREENSTONE BELT
DE MUNDO NOVO
JACOBINA
ALUVIÕES
CAATINGA
CAPIM GROSSO
LATERITAS
(DEPOSITOS
DETRÍTICOS)
SALITRE
BEBEDOURO
MORRO DO
TOMBADOR
RIO DO OURO
SERRA DO CORREGO
Figura 2 – Coluna estratigráfica da região da Serra de Jacobina, modificada por Mascarenhas et al. (1994).
27

Figura 3 – A) Esboço geológico do Cráton do São Francisco. B) Mapa geológico simplificado da área de estudo. Fonte: Mapa Geológico do Estado da Bahia, (1978),
adaptado por Rudowski et al., 1989.
28

Na atual concepção, o greenstone belt é constituído pelos seguintes elementos:
Seqüência de basaltos, rochas calcissilicáticas, cherts e grafita xistos aflorantes a cerca
de seis quilômetros a norte de Ruy Barbosa;
Seqüência de dacitos, riodacitos, exalitos, rochas piroclásticas e sedimentos da região
de Mundo Novo;
Basaltos, andesitos e sedimentos da região de Piritiba, aí incluídos os quartzo xistos da
base do Grupo Jacobina;
Rochas ultramáficas do Grupo Jacobina;
Formação Bananeiras (Leo et al., 1964);
Formação Água Branca (Griffon, 1967); Unidades Mundo Novo e Itapura do
Complexo Itapicuru (Loureiro, 1991);
Complexo Saúde (Couto et al., 1978);
Complexo Brejo dos Paulos (Couto et. al., 1978);
Metassedimentos do flanco oriental do Sinclinório de Curaçá (Jordan, 1972);
Filitos vermelhos da borda leste da serra de Jacobina, na Seção Antônio Gonçalves -
Campo Formoso, incluídos por Mascarenhas (1969) na Formação Água Branca;
Parte dos filitos atribuída à Formação Cruz das Almas, a leste da serra da Paciência, e
que se prolonga para norte pelo contato basal da Formação Água Branca
2.1.4. Complexo Itapicuru
O Complexo Itapicuru (Melo et al. 1993) compõe um cinturão de rochas vulcano-
sedimentares de baixo grau metamórfico, de idade presumivelmente arqueana a
paleoproterozóica. Mascarenhas & Silva (1994) incluíram o Complexo Itapicuru no que
denominaram Greenstone Belt de Mundo Novo, a esse conjunto atribuíram idade mínima
paleoproterozóica.
O Complexo Itapicuru foi definido por Couto et al. (1978), que nele englobaram as
Formações Bananeiras e Cruz das Almas (Leo et. al., 1964), Serra do Meio e Água Branca
(Griffon, 1967), atribuindo-lhe uma posição estratigráfica inferior ao Grupo Jacobina.
Segundo Couto (1978), esse complexo compreende filitos/filonitos, xistos a sericita-
moscovita, clorita e biotita, silexitos, metabasitos, metaultrabasitos, formações ferríferas e
manganesíferas, metassiltitos e quartzitos, às vezes, com níveis meta-conglomeráticos, com
afinidades litoestruturais bastantes intricadas. Todo este conjunto litológico se encontra
fortemente deformado e fraturado, metamorfizada na fácies xisto-verde (Figura 3B).
29

2.1.5. Grupo Jacobina
A estratigrafia básica do Grupo Jacobina, de idade paleoproterozóica, foi definida por
Leo et al. (1964), sendo que as principais formações são: Formação Serra do Córrego e
Formação Rio do Ouro. Esses sedimentos preencheram bacia tipo rift ensiálico, implantada
sobre o Complexo Itapicuru, e são relacionados a sistemas de leques e planícies aluviais e a
sistema litorâneo. O limite ocidental do Grupo Jacobina com o Complexo Mairi, com os
granitóides de Miguel Calmon, e com o Complexo Itapicuru, está marcado por uma zona de
cisalhamento contracional.
A Formação Serra do Córrego é formada por uma seqüência de quartzitos e
conglomerados, esses últimos com mineralizações auríferas, segregadas em dois membros
com horizontes conglomeráticos, cujas espessuras variam de poucos centímetros a dezoito
metros, alcançando extensões quilométricas. Essa formação pode alcançar espessuras da
ordem de mil metros. A deposição da Formação Serra do Córrego está relacionada a sistemas
de leques aluviais e planícies aluviais, com as paleocorrentes fluindo de leste para oeste.
A Formação Rio do Ouro é constituída por uma seqüência de ortoquartzitos puros de
granulação fina a média, brancos, cinza e esverdeados, recristalizados e raramente friáveis,
ocorrem na sua parte basal, níveis delgados e descontínuos de metaconglomerado. Estruturas
primárias preservadas tipo estratos normais, estratificação cruzada bidirecional (espinha-de-
peixe) e marcas de onda normais e assimétricas ocorrem com freqüência na base do pacote e
diminuem em direção ao topo. Esses elementos indicam que a sedimentação desses
ortoquartzitos se processou em ambiente marinho raso, dominado por marés. Veios de quartzo
pouco espessos, alguns deles com concentrações auríferas, cortam essas rochas quartzíticas
(Figura 3B).
2.1.6. Rochas Intrusivas Máficas e Ultramáficas
Ocorrem também, rochas máficas a ultramáficas associadas ao Grupo Jacobina, que
segundo o Projeto de Jacobina (Couto et al., 1978), essas rochas ocupam os vales
longitudinais nas seqüências do Grupo Jacobina, ocorrem ultramafitos, hidrotermal e
tectonicamente alteradas. Os vales apresentam-se como um relevo deprimido entre a Serra de
Jacobina. Os tipos petrográficos mais comuns são: serpentina-talco-cloritito, clorita talcito,
antigorita-clorita-tremolita-serpentinito, talco-clorita xisto e enstatita.
30

2.1.7. Granitos Intrusivos
A configuração senoidal da Serra de Jacobina é ressaltada por vários corpos graníticos
de idade Transamazônica, considerados intrusivos no Grupo Jacobina, no Complexo Itapicuru
e no Complexo Mairi. São de notável homogeneidade mineralógica, constituídos em ordem
decrescente por microclínio, quartzo e/ou oligoclásio, biotita e moscovita. Regionalmente
foram identificados os seguintes granitos: Flamengo, Campo Formoso, Jaguarari, Brejão das
Grotas, Boqueirão, Carnaíba, Mirangaba, Miguel Calmon, Campestre e Cachoeira Grande
(Figura 3B).
2.2. MESO A NEOPROTEROZÓICO
2.2.1. Grupo Chapada Diamantina
O Grupo Chapada Diamantina, segundo Mascarenhas et. al. (1979), compreende uma
seqüência metassedimentar dividida da base para o topo nas formações Tombador, Caboclo e
Morro do Chapéu, metamorfizadas na fácies xisto-verde. Possuindo uma espessura de 1.060m
(Pedreira et al., 1975).
A Formação Tombador esta depositada em discordância angular sobre gnaisses e
migmatitos do Complexo Metamórfico-Migmatítico, complexos vulcanossedimentares Rio
Salitre e Barreiro, além de granitos transamazônicos. A base da formação é constituída por
camadas métricas de conglomerados grosseiramente estratificados, interacamadados com
arenitos de granulação grossa a conglomeratica, com estratificações plano-paralelas e
cruzadas. A unidade acima é formada por extensas associações de arenitos e quartzitos claros,
com estratificações cruzadas, espinha-de-peixe e outras. As litologias do topo são formadas
por quartzitos de cor escura, com estratificações e ondulas de interferência, que indica
variações nos sentidos das paleocorrentes. Constatando-se pontualmente, filmes milimetricos
de malaquita ao longo de fraturas e também disseminações de sulfetos de cobre. A Formação
Tombador é composta por um trato de sistemas deposicionais que se inicia por leques aluviais
(zona proximal), passando a um sistema desértico (zona mediana), a zona distal é
representada pelos quartzitos do topo da formação.
A Formação Caboclo encontra-se sobreposta sobre a Formação Tombador, datações
pelo método Rb-Sr efetuadas por Neves et al. (1980) indicam para a formação a idade de
1.290 + 52 Ma, que aqueles autores interpretaram como uma época de reomogeneização
isotópica ligada a um evento tectonotermal muito posterior à sua deposição. Foram
reconhecidas seis associações de litofácies, a seguir relacionadas, da base para o topo, são
31

elas: 1) Laminito Algal, Calcarenito, Estromatólito Colunar. 2) Siltito Lenticular. 3)
Lamito/Arenito. 4) Arenito Conglomerático. 5) Laminito Algal, Calcarenito Oolítico. 6)
Laminito Algal, Estromatólito Colunar.
As estruturas sedimentares predominantes na sua parte inferior são estratificações
onduladas, na parte superior a estratificação passa a ser do tipo ondulada-lenticular. As
diversas litofácies da Formação Caboclo mostram claramente as variações do nível relativo do
mar durante a sua deposição. Interpretações das litofácies dessa formação indicam que sua
deposição começou em zona litorânea com águas rasas, em ambiente calmo e propicio ao
desenvolvimento de vida, ocorrendo pequenos pulsos turbidíticos. Ocorrem depósitos de
ambientes transicionais, as litofácies do topo indicam ambientes de águas profundas do
ambiente plataformal para mais rasas, de ambiente litorâneo (Figura 3B).
2.2.2. Grupo Una
O Grupo Una corresponde a uma espessa seqüência carbonático-pelítica,
Neoproterozóico, fazendo parte do Supergrupo São Francisco. Este grupo esta subdividido em
duas formações: Formação Bebedouro e Formação Salitre.
A Formação Bebedouro compreende os sedimentos terrígenos depositados entre as
rochas sedimentares do Supergrupo Espinhaço e do embasamento cristalino e os carbonatos
da Formação Salitre. A idade da Formação Bebedouro, de aproximadamente 900Ma (Macedo
e Bonhomme, 1984). Litologicamente, a Formação Bebedouro consiste de diamictitos
arenitos e pelitos, silti os e folhelhos interacamados. A origem atribuída para os
conglomerados da formação Bebedouro é gracial.
A Formação Salitre é constituída dominantemente por um conjunto de rochas
carbonáticas calcíferas, de cores variando de cinza a lilás, intercalados com brancos
dolomíticos e finas lâminas pelito-carbonáticas. Bem estratificados em espessos bancos,
laminada, paralela e subparalela (Figura 3A).
2.3. COBERTURAS TERCIO-QUATERNÁRIAS
2.3.1. Formações Superficiais
As formações superficiais cenozóicas têm ampla distribuição na região,
principalmente no âmbito da Chapada Diamantina (Rocha, 1993). Foram individualizadas as
seguintes unidades: Formação Capim Grosso, Coberturas Detríticas, Depósitos Coluvionares
e Depósitos Aluvionares.
32

A Formação Capim Grosso é representada por sedimentos inconsolidados, mal
selecionados, predominantemente arenosos, sendo localmente na forma de cascalho. Esses
sedimentos foram uma superfície em tabuleiro. O material é geralmente argiloso, contendo
detritos quartizosos e fragmentos de óxido de ferro e manganês que em maior ou menor
concentração emprestam cores avermelhadas a amareladas ao conjunto.
As coberturas detríticas englobam os sedimentos inconsolidados amarelos e
vermelhos, areno-argilosos com níveis de cascalho que ocorrem principalmente nos domínios
das rochas gnáissicas e granitóides, com extensões nos sedimentos do Grupo Chapada
Diamantina. Constituem uma superfície de aplainamento, sob forma de tabuleiros elevações
de topo plano e vales escarpados. Ocorrem quase sempre entre as cotas de 700 e 850m (King,
1956). A sudeste, na região de Duas Barras do Morro, são constituídas por intercalações de
arenitos, siltitos e argilitos, em camadas com geometria tabular, de espessura média de 30cm e
evidência de laterização. A análise dos mapas aerogamaespectrométricos mostra que essas
coberturas são radioativas, localmente apresentando níveis de radiação maiores que 1.600cps
(Gomes, 1993).
Os depósitos coluvionares compõem-se de seixos e matacões, de arenitos, argilitos,
conglomerados e rochas do embasamento, envolvidos em matriz areno-argilosa. No extremo-
nordeste da escarpa do Tombador, os depósitos coluvionares incluem abundantes matacões de
conglomerado polimítico da Formação Tombador. Na borda oeste da Chapada Diamantina
são freqüentes depósitos coluvionares, o mesmo acontece ao longo da borda oeste da serra de
Jacobina e na região de Piritiba e França, leste da área, onde são freqüentes depósitos
coluvionares nos flancos de cristas de quartzitos do Grupo Jacobina e do Complexo Itapicuru.
Os depósitos aluvionares areno-argilosos ocorrem ao longo das principais drenagens,
destacando-se aqueles entre Miguel Calmon e Jacobina, e na região de Volta Grande,
Palmeiral e Duas Barras do Morro, na parte sudeste da área. Constituem depósitos areno-
argilosos, por vezes com concentrações de cascalho. No rio do Ventura, a sudeste de Morro
do Chapéu, os depósitos aluvionares são diamantíferos, e foram intensamente garimpados no
passado. Os depósitos argilosos são utilizados na fabricação de tijolos e telhas (Figura 3B).
33

CAPITULO III - CARACTERÍSTICAS GEOLÓGICAS,
PETROGRÁFICAS E GEOQUÍMICAS DOS GRANITÓIDES
Os plutões graníticos paleoproterozóico da região estudada alinham-se em posição
meridiana, interpretados por Sabaté et al. (1989-1990) como um magmatismo crustal,
produzido pela colisão de blocos continentais que estruturam o Cinturão Contendas-Jacobina.
O presente trabalho foi desenvolvido na região centro-sul da Serra de Jacobina, com ênfase
para os plutões de Miguel Calmon e Mirangaba.
Os granitos de Miguel Calmon e Mirangaba exibem composição mineralógica e
aspectos texturais bem homogêneos, típicos de rochas plutônicas. O posicionamento desses
corpos, sempre próximos a zonas de intensa deformação das unidades adjacentes, as apófises
graníticas injetadas nas encaixantes, e os xenólitos e autólitos observados, atestam claramente
o seu caráter intrusivo (Couto et. al., 1978).
3.1. GRANITÓIDE DE MIGUEL CALMON
Os Granitóides Tipo Miguel Calmon são constituídos por quatro corpos alongados na
direção meridiana, localizados nas imediações de Piritiba, em Miguel Calmon e Itapicuru,
adjacentes a Serra de Jacobina. O objeto do presente estudo restringe-se a corpo localizado na
cidade de Miguel Calmon, onde esse granitóide apresenta boas exposições, como no riacho
Cabeceiras, a nordeste desta cidade. Nesse local existem grandes lajedos de granodiorito
porfirítico fracamente foliado (Fotografia 1), bem como uma fácies rosada (fotografia 2) e
uma fácies mais escura (Fotografia 3), com xenólitos centimétricos a métricos de ortognaisses
migmatíticos bandados e anfibolitos do Complexo Mairi. O granito de Miguel Calmon
apresentam, de uma maneira geral, cor cinza, granulação média, quase sempre com pórfiros
subeudrais e euedrais de feldspato branco com tamanho máximo de 3cm, na figura 4 está
representado o mapa geológico local.
34

O GMC é um corpo intrusivo no Complexo Mairi, constituído por uma associação de
ortognaisses bimodal de idade arqueana e metamorfizado na fácies anfibolito alto (Loureiro,
1991). No projeto Folha de Jacobina, foi delimitada e englobada no Complexo Mairi uma
expressiva área de paragnaisses kinzigíticos até então desconhecida, além de corpos
lenticulares de rochas metabásicas-metaultrabásicas.
Faz contato através de zona de cisalhamento contracional (este contato está bem
exposto próximo ao povoado Cabral, sudeste de Miguel Calmon), com os metassedimentos do
Grupo Jacobina: Formação Serra do Córrego – constituído por seqüência de quartzitos e
conglomerados estes relacionados a sistemas de leques aluviais e planícies aluviais, com as
paleocorrentes fluindo de leste para oeste; Formação Rio do Ouro - constituída por uma
seqüência de quartzitos estes relacionados a ambiente marinho raso, dominado por marés.
Este granito também esta em contato por falhas com rochas vulcano-sedimentares do
Complexo Itapicuru.
Fotografia 1 – Granitóide de Miguel Calmon, afloramento
em lajedo mostrando à fácies porfiritica. Ponto PG-45
(UTM 328069/8733438).
Fotografia 3 – Granitóide de Miguel Calmon, afloramento
em corte de estrada da fácies mais escura. Ponto PG-54
(UTM 329008/8731716).
Fotografia 2 – Granitóide de Miguel Calmon, afloramento
da fácies de coloração rosada. Ponto PG-42 (UTM
326395/873541).
35

Figura 4 – Mapa Geológico do Granitóide de Miguel Calmon. Fonte: Mapa Geológico do Estado da Bahia,
(1978), adaptado por Rudowski et al., 1989.
36

3.1.1. Petrográfia
As análises petrográficas do Granitóide de Miguel Calmon possibilitaram a
identificação da mineralogia e texturas, constituinte dessas rochas, estabelecendo assim a
nomenclatura das mesmas e processos metassomáticos registrados pelas alterações minerais.
Foram coletadas 14 amostras para análise em lâminas delgadas, 10 dessas amostras
foram do corpo granítico, 1 amostra de uma fácies mais pegmatítica e 3 amostras de enclaves,
as quais serão descritas abaixo:
3.1.1.1. Fácies Granítica
O Granitóide de Miguel Calmon é constituído basicamente por granodiorito,
ocorrendo subordinadamente monzogranitos (Figura 5). São rochas em geral de coloração
rosada a cinza, composta predominantemente por plagioclásio, quartzo, k-feldspato e biotita.
(Fotografias 2 e 3). Identificam-se fácies de granulação fina a média e fácies porfiriticas, em
alguns lugares, apresentando certo magnetismo. Observa-se na fácies porfiritica certa lineação
no fluxo magmático, marcado pela leve orientação da biotita (Fotomicrografia 1). Também
apresenta textura fanerítica inequigranular, porfiritica, seus grãos apresentam-se
allotriomórfico, sendo constituída pelos seguintes minerais: quartzo, moscovita, biotita,
microclina, plagioclásio, clorita, sericita, epidoto e minerais opacos. Esse granito é
caracterizado como do tipo subsolvus (Tuttle & Bowen, 1958), pois apresenta
simultaneamente feldspato potássico e plagioclásio. Ocorrem processos tardi a pós-
magmáticos como feldspatização potássica e sódica (albitização), além de saussuritização e
sericitização.
Figura 5 – Amostras do GMC plotadas no diagrama de classificação de rochas
plutônicas - QAP.
37

O quartzo (~ 35%) apresenta cristais de diversos tamanhos (milimétricos a
centímetricos), subédricos a anédricos, sem orientação, com exceção da lamina PG-45 onde o
quartzo encontra-se um pouco alongado e mostrando certa orientação. Seus contatos com os
demais minerais são curvos, sendo que entre quartzos também apresenta contato poligonal.
O feldspato alcalino (microclina ~ 10%) se apresenta em cristais com geminação bem
definida, seus cristais são subédricos a anédricos. Em geral estão associados ao plagioclásio.
A microclina em processo de alteração, esta quase toda consumida pelo processo de
albitização (Fotomicrografia 2). O contato da microclina com o plagioclásio e o quartzo, são
curvos, apresentando contatos retos com a biotita e moscovita.
O Plagioclásio (~ 37%) possui cristais subédricos a anédricos, alguns com a
geminação polissintética preservada, seus contatos com os demais minerais em geral são
curvos. Grande parte dos plagioclásios encontra-se saussuritizado e sericitizado
(Fotomicrografias 1 a 4), além da presença da textura mirmequítica (Fotomicrografia 3).
Outro processo de alteração presente nos plagioclásios é a fedspatização potássica, onde
observa-se o plagioclásio sendo substituído pela microclina (Fotomicrografia 4).
Biotita (~ 9%) de cor marrom, seus grãos são subédricos e seus contatos com os
demais minerais são em geral retos. A biotita encontra-se orientada apenas na amostra PG-45,
não ocorrendo nas demais. Encontra-se freqüentemente associada à moscovita, a clorita e a
opacos, em alguns cristais ocorre à transformação da biotita em: clorita, opacos (ilmenita ou
magnetita) e hidróxidos de ferro. A moscovita (~ 4%) ocorre associada à biotita, em geral
seus cristais são subédricos a anédricos.
A clorita (~ 2%) é produto da alteração da biotita através do processo de cloritização,
apresenta-se em cristais anédricos, está em contato, em geral, retos com o plagioclásio e
quartzo. Grande parte dos minerais opacos (~3%) são produtos da alteração da biotita, que
libera principalmente Fe para formação do mineral opaco, este provavelmente é a ilmenita ou
a magnetita. Os minerais traços são representados pelo: epidoto - presente como mineral de
alteração nos plagioclásio, em pequenos cristais aciculares; sericita - presente como mineral
de alteração nos plagioclásios, em forma de uma mancha sobre os plagioclásios; e pelo zircão
– presente em pouca quantidade, em cristais pequenos bem formados e zonados.
Observa-se ainda uma faciologia mais pegmatítica (PG-46), constituída por quartzo,
plagioclásio, biotita, moscovita e/ou sericita, e minerais opacos. Essa fácies apresenta em
lâmina uma textura inequigranular, em geral com contatos curvos entre os minerais.
38

O quartzo ocorre em grande quantidade apresentando contatos curvos com os demais
minerais e em alguns locais os contatos entre quartzos são poligonais. Os plagioclásios
formam cristais subédricos exibindo a geminação polissintética, contudo em alguns cristais
essa geminação está alterada devido a processos hidrotermais (sericitização e saussuritização).
A quantidade de biotita e minerais opacos na rocha são poucos.
3.1.1.2. Enclave Máfico
O Granitóide de Miguel Calmon é um corpo intrusivo em rochas do Complexo Mairi,
este segundo Loureiro (1991) constituído por uma associação de ortognaisses bimodal de
idade arqueana e metamorfizado na fácies anfibolito alto.
Análises petrograficas das amostras de enclaves coletadas no granito indicaram ser
uma rocha máfica constituída por: diopsídio, hornblenda, quartzo, clorita, biotita, microclina,
plagioclásio, sericita e minerais opacos.
O diopsídio (~ 64%) apresenta-se em forma de cristais subédricos a anédricos, estando
alterado (oxidação) em alguns cristais e associados a opacos, na amostras PG-42B os cristais
de piroxênio apresentam certa orientação.
A hornblenda (~15%) é de coloração verde, seus cristais subédricos, em geral
associado ao diopsídio, A biotita (~ 5%) é pouco abundante na rocha além de grande parte
estar cloritizada. A clorita (~ 8%) está com inclusões de opacos, sendo oxidada tanto a clorita
como o mineral opaco. A clorita apresenta “pedaços” de biotita que indica que a clorita é
proveniente de alteração da biotita. O Quartzo (5%) apresenta com forma anedricas e com
textura poligonal, seus contatos em geral são em geral curvos. Os minerais opacos (~3%) são
em geral provenientes da alteração da biotita e podem ser a ilmenita e/ou a magnetita.
Em uma das amostras o enclave é penetrado por fluidos provenientes do granitóide
(Fotomicrografia 5), este constituído essencialmente por: quartzo, biotita, clorita e minerais
opacos, os quais estão descritos abaixo:
O quartzo (82%) apresenta granulometria bastante variada, predominando os
fenocristais, estes com inclusões de opacos, seus contatos em geral com os demais minerais
são curvos. A clorita (9%) está presente principalmente no contato entre a parte granítica e a
máfica, provavelmente é oriunda da alteração da biotita. A biotita (5%) de cor marrom esta
sendo transformada em clorita. Os minerais opacos (4%) ocorrem inclusos no quartzo e
associados à biotita e a clorita.
39

3.1.2. Geoquímica
As análises químicas feitas no Granitóide de Miguel Calmon possibilitaram a sua
caracterização geoquímica. As amostras foram analisadas pela Geosol, cujos métodos
utilizados estão discriminados no capitulo I. Foram analisadas 9 amostras e estas revelaram
semelhanças muito grandes entre si, como mostra a tabela 1. Posteriormente foram feitos
diagramas discriminatórios através do programa Minpet 2.02 e feitas as devidas interpretações
A norma CIPW do granitóide de Miguel Calmon (Tabela 2), mostra que o granitóide
tem composição mineralógica constituído principalmente por plagioclásio albita, quartzo e k-
feldspato (ortoclásio), nota-se também a presença da magnetita e da ilmenita.
Utilizaram-se diagramas discriminantes para classificações geoquímicas do GMC,
fazendo as devidas interpretações. Analisando os elementos maiores, através dos diagramas
de Harker (Harker, 1909), (Figura 6), constatou-se que com o aumento de SiO2 (a variação de
SiO2 é pequena, ficando entre 70,1 a 75%), ocorre uma correlação levemente negativa para os
óxidos (F2O3, Al2O3, MgO, TiO2,CaO, MnO, Na2O e P2O5) indicando empobrecimento
desses, durante os processos de diferenciação magmática. Contudo para o K2O acontece o
inverso, com o aumento do SiO2 ocorre também um leve aumento desse óxido, ou seja, nos
processos de diferenciação houve um leve enriquecimento de K2O no magma.
A razão dos óxidos K2O/Na2O indica serem rochas sódicas a fracamente sódica e
fracamente potássica (Figura 7), com razões entre 0,29 a 1,79. Contudo grande parte dos
valores são abaixo de 1, revelando que ocorreu um leve enriquecimento em sódio. O diagrama
K2O vs. SiO2 mostra que o GMC pertence a serie cálcio-alcalina de alto potássio à série
cálcio-alcalina (Figura 8).
Através do diagrama discriminante de Landenberger & Colins (1996), foi possível
classificar o tipo de granito em granito tipo S, de composição ferro-magnesiano (Figura 9), da
série cálcio-alcalina a alcalina-cálcica. O diagrama da figura 10, extraído de White &
Chappell (1983), foi elaborado a partir de resultados analíticos das razões Na2O/K2O de
granitos tipos I, S e A procedentes de Lachlan Fold Belt (Austrália). Ao plotar os dados do
GMC neste diagrama todos se encontram no campo dos granitos tipo I, com exceção de uma
amostra que caiu no campo dos granitos tipo A-I.
41

Amostras PG - 42-A PG-43-A PG-43-B PG-45 PG-47 PG-50 PG-51 PG-52 PG-54
Óxidos (%)
SiO2 75 70,1 71,8 72,3 73,6 72,9 73,9 71,2 72,5
TiO2 0,06 0,45 0,23 0,27 0,2 0,2 0,18 0,28 0,2
Al2O3 13,7 15,8 15,2 14,6 14,8 14,5 14,2 15 14,5
Fe2O3 0,51 1,98 0,68 0,85 0,47 0,51 0,3 0,65 0,51
FeO 1,2 2 1,79 1,84 1,77 1,85 2,15 2,07 1,7
MnO < 0.01 0,06 0,03 0,04 0,04 0,05 0,04 0,05 0,03
MgO 0,19 0,85 0,46 0,51 0,41 0,48 0,34 0,84 0,33
CaO 0,51 2,81 1,92 1,57 1,92 1,93 1,21 1,44 1,86
Na2O 3,3 5,2 4,7 4,7 4,7 5,1 4,7 4,4 4,5
K2O 5,9 1,5 3,4 3,2 3,1 2,2 3,2 4 3,3
P2O5 0,014 0,15 0,072 0,077 0,066 0,063 0,057 0,088 0,056
Total 100,384 100,9 100,282 99,957 101,076 99,783 100,277 100,018 99,486
Elementos Traços (ppm)
Li 3 33 14 13 29 7,9 7,6 17 13
Be < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1
V 5,6 24 12 12 10 12 8,2 11 8,8
Cu 18 19 19 15 15 16 16 14 15
Zn 3,8 73 33 47 27 33 36 42 38
Rb 90 57 69 59 71 58 107 114 65
Sr 227 514 507 559 481 281 279 249 417
Y 14 21 14 13 24 19 33 22 16
Zr 134 352 252 284 263 212 224 229 239
Nb 10 13 < 5 < 5 8 8 11 28 < 5
Mo < 1 4,5 2,4 3,1 2,5 1,2 2,6 2,5 2,5
Sn 10 < 5 < 5 11 < 5 < 5 19 < 5 < 5
Ta < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10
W 24 29 46 21 18 12 23 43 27
Bi < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10
Ag < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1
Ni 3,4 7,7 2,2 1,6 1,1 5,7 1,3 2,5 1,1
Pb 6,1 6,4 8,9 7,2 6 6,8 17 6,9 8,6
Th < 5 < 5 < 5 < 5 < 5 < 5 < 5 < 5 < 5
Tabela 1 – Dados geoquímicos de elementos maiores (% em peso) e traços (ppm) para o GMC.
Amostras
Minerais
PG - 42
A
PG - 43
A
PG - 43
B
PG - 45 PG - 47 PG - 50 PG - 51 PG - 52 PG - 54
Quartzo 31,01 26,37 25,70 27,79 28,39 28,99 29,74 24,89 28,44
Ortoclásio 34,76 8,79 20,05 18,94 18,14 13,04 18,88 23,66 19,62
Albita 27,78 43,56 39,61 39,74 39,30 43,20 39,61 37,18 38,23
Anortita 2,44 12,95 9,08 7,34 9,05 9,23 5,66 6,63 8,95
Coríndon 0,97 0,82 0,44 0,70 0,35 0,34 0,91 0,99 0,25
Enderbita 0,47 2,11 1,15 1,28 1,01 1,20 0,85 2,10 0,83
Ferrossalita 1,69 1,39 2,39 2,30 2,57 2,74 3,46 2,89 2,43
Magnetita 0,74 2,85 0,98 1,23 0,67 0,74 0,43 0,94 0,74
Ilmenita 0,11 0,85 0,44 0,51 0,38 0,38 0,34 0,53 0,38
Apatita 0,03 0,32 0,16 0,17 0,14 0,14 0,12 0,19 0,12
Tabela 2 – Norma CIPW do GMC.
42

Figura 6 – Diagramas de
Harker para o Granitóide de
Miguel Calmon.
43

Harris et. al. (1986) propôs uma subdivisão em quatro grupos de intrusões, cada qual
associada a um estágio da evolução tectônica de uma zona de colisão e com características
geoquímicas que as distinguem uma das outras. O grupo I é formado por intrusões pré-
colisionais cálcio-alcalinas (em arco vulcânico); o grupo II é formado por intrusões
peraluminosas sin-colisionais; o grupo III, por intrusões cálcio-alcalinas tardi a pós-
colisionais; e o grupo IV, por intrusões alcalinas pós-colisionais.
As amostras do Granito de Miguel Calmon exibem baixa razão Rb/Zr, o que é
característico das intrusões dos grupos I e III (Figura 11). No entanto, a possibilidade do
GMC, ser pré-colisional fica descartada pela ausência de foliação (apresenta estrutura
isotópica) e pela presença de metamorfismos de contato nas encaixantes. Portanto por suas
características estruturais e geoquímicas, o GMC pertenceria ao grupo III, granitos tardi a pós-
colisionais de Harris et al. (1986).
São granitos levemente peraluminosos, (Figura 12), segundo o diagrama de saturação
de alumina (Shand, 1947), e também, supersaturados em sílica.
Figura 7 – Diagrama K2O vs. Na2O, para o GMC.
(LeMaitre, 1989).
Figura 8 – Diagrama de Série Magmática K2O vs. SiO2,
apara o GMC
Figura 9 – a) Diagrama para determinação do tipo de granito e composição. b) Diagrama para
determinação de álcalis (a), alcalino-cálcico (a-c), cálcio-alcalino (c-a) e cálcico (c). Landenberger &
Colins (1996).
44

Figura 10 - Diagrama Na2O vs. K2O
para o GMC. White & Chappell (1983).
Figura 12 – Diagrama A/CNK vs. A/NK (Shand,
1947) para o GMC.
Através do diagrama ternário Rb-Ba-Sr, estabelecido por El Bouseily & Sokkary
(1975) classificou-se o GMC como um granodioritos, dioritos a granitos anômalos (Figura
13), devido a baixo valores de Rb e a médios valores de Sr e Ba, revelando um baixo
potencial metalogênetico.
Figura 11 - Diagrama Si2O vs. Rb/Zr para rochas
graníticas dos grupos I, II e III (Harris et al. 1986),
amostras do GMC mostrando baixa razão Rb/Zr.
Figura 13 – Diagrama ternário RbxSrxBa,
para o GMC. El Bouseily & Sokkary
(1975).
Hughes (1982) apud Barker (1985), estudando os efeitos químicos produzidos pela
albitização no Granito Bastfallshojden (Suécia), propôs a utilização do diagrama K2O + Na2O
vs. K2O/(Na2O + K2O) x 100. Plotando-se as amostras do GMC neste diagrama todas as
amostra se posicionaram no campo dos granitos inalterados, exceto três amostras (Figura 14).
Figura 14 – Efeitos de alteração
exibidos no “contexto ígneo” (Hughes
1972 apud Backer 1985) onde as rochas
ígneas inalteradas definem uma área
restrita. No diagrama estão plotadas as
amostras do GMC.
45

3.2. GRANITO DE MIRANGABA
O Granito de Mirangaba (GMR) situa-se no bordo oeste da Serra de Jacobina, nas
folhas (IBGE, 1:100.000) de Campo Formoso e Mirangaba, aflorando quase em sua totalidade
nessa última. Exibe um contorno grosseiramente elipsoidal, com eixo maior colíquo ao
“trend” regional de direção geral NNE.
O granitóide de Mirangaba, assim como o de Miguel Calmon, é um corpo intrusivo em
ortognaisses do Complexo Mairi, este como já foi referido é constituído por uma associação
de ortognaisses bimodal (Loureiro, 1991). Segundo Couto et. al. (1978), o posicionamento
desses corpos, sempre próximos a zonas de intensa deformação das unidades adjacentes, as
apófises graníticas injetadas nas encaixantes, e os xenólitos e autólitos observados, atestam
claramente o seu caráter intrusivo.
Seus contatos a leste é por zonas de falhamentos com rochas vulcano-sedimentares do
Complexo Itapicuru, a norte, também por zonas de falhamentos apresenta uma pequena área
de contato com os quartzitos da Formação Rio do Ouro, a oeste associa-se a outros
granitóides (Lagoa D’anta e Miguel Calmon). A figura 15 representa o mapa geológico local,
onde este granitóide está inserido.
3.2.1. Petrografia
A petrografia do Granitóide de Mirangaba procurou identificar a composição
mineralógica e texturas, constituintes dessas rochas, estabelecendo assim a nomenclatura das
mesmas e processos metassomáticos registrados pelas alterações minerais.
Foram coletadas no GMR, 9 amostras para análise em lâminas delgadas, todas com
características semelhantes, tendo pequenas variações de quantidades de minerais máficos,
félsicos e opacos, além de variações na relação porfiroclastos e matriz, apresentando também
uma fácies fanerítica média. Abaixo estão descritos as análises petrográficas:
3.2.1.1. Fácies Granítica
A analise modal da mineralogia das amostras classificou o Granitóide de Mirangaba
como predominantemente constituído por monzogranitos a granodioritos (Diagrama QAP,
Figura 16). São rochas em geral de coloração cinza a rosa, com fácies de granulometria fina a
média, contudo predominam a fácies porfirítica, são constituídos essencialmente por
plagioclásio, quartzo, k-feldspato, biotita e moscovita (Fotografias 4 e 5), além de minerais
traços: clorita, sericita, epidoto, titanita, zircão e minerais opacos.
46

Figura 15 – Mapa Geológico do Granitóide de Mirangaba. Fonte: Mapa Geológico do Estado da Bahia, (1978),
adaptado por Rudowski et al., 1989.
47

Fotografia 4 – Granitóide de Mirangaba afloramento em
forma de lajedo, mostrando-se bastante fraturado. Ponto
PG-59 (UTM 333680/8800780).
Fotografia 6 – Granitóide de Mirangaba, fácies porfirítica.
Ponto PG-63 (UTM 332763/8800134).
Fotografia 5 – Granitóide de Mirangaba afloramento em
pedreira. Ponto PG-64.
Figura 16 – Amostras do GMR plotadas no diagrama de classificação de rochas
plutônicas QAP.
48

Esta fácies apresenta, em lâmina textura fanerítica média inequigranular porfirítica
(Fotografia 6). Verificou-se uma orientação incipiente dada pela biotita (Fotomicrografia 6).
Esse granito é caracterizado como do tipo subsolvus (Tuttle & Bowen, 1958), pois apresenta
simultaneamente feldspato potássico e plagioclásio. Ocorrem processos tardi a pós-
magmáticos como feldspatização potássica e sódica, além de saussuritização, seritização e da
textura mimerquita, que na lâmina PG-59 ocorre em grande quantidade (Fotomicrografias 7 e
8).
O quartzo (~ 23%) participa da composição tanto da matriz quanto como
porfiroclastos, formando cristais de tamanhos bastante variados, subédricos a anédricos, sem
orientação, exceto nas lâmina PG-59 e PG-61B, onde encontra-se um pouco alongado e
mostrando certa orientação. Seus contatos com os demais minerais são em geral curvos, sendo
que entre si apresenta também contato poligonal. Associa-se principalmente com o
plagioclásio, onde em alguns cristais de plagioclásio o quartzo está incluso.
O feldspato alcalino (microclina ~ 25%) apresenta cristais com geminação bem
definida, seus cristais são subédricos a anédricos. A microclina esta presente tanto como
porfiroclastos quanto na composição da matriz, de tamanho bastante variado (milimétricos a
centimetricos), subédricos a anédricos, formando contatos com os demais minerais em geral
curvos, tendo contato reto com a biotita e moscovita. Encontra-se associado ao quartzo e
principalmente ao plagioclásio, por processos de feldspatização sódica (albitização) e
potássica (Fotomicrografias 8 e 9).
O plagioclásio (~ 35%) com germinação polissintética bastante preservada, apresenta-
se em cristais de tamanhos bastante variados, subédricos a anédricos fazendo parte da
composição da matriz e como porfiroclastos. Seus contatos com os demais minerais em geral
são curvos, e retos com a biotita e moscovita. As alterações hidrotermais nos plagioclásios
(sericitização e saussuritização) em geral são moderadas a fracas, com exceção da amostra
PG-58C que está bastante sericitizada (Fotomicrografia 7). Associa-se ao quartzo, moscovita
e principalmente a microclina, associações essas descritas acima.
A biotita (~ 9% a 12%) é de coloração marrom, cristais subédricos fazendo contatos
retos com os demais minerais. A principal variação modal na rocha é da biotita, onde em
algumas lâminas observa-se pouca biotitas e espalhadas, em outras, grande quantidade e com
certa orientação (Fotomicrografia 6) ou aglomerações de cristais de biotitas pontuais e/ou
alinhadas. Associa-se principalmente com a moscovita (caracterizando granitos a duas micas),
clorita (biotita se cloritizando) e minerais opacos (biotita sendo transformada em minerais
49

opacos, ilmenita e/ou magnetita), associações essas observadas na fotomicrografia 10. A
moscovita (~ 3%) em algumas lâminas é pouco expressiva, apresenta-se em cristais
subédricos, como já foi descrito ocorre associada à biotita, além de estar inclusa em alguns
cristais de plagioclásio. A clorita (~ 1%) apresenta-se em cristais anédricos, com contatos
irregulares, sendo produto da alteração da biotita, em alguns cristais a clorita está sendo
transformada em opacos. Os minerais opacos (~ 2%) são em geral produtos da alteração da
biotita, pela associação mineralógica este opaco é formado pelo Fe proveniente da alteração
da biotita, formando provavelmente a ilmenita e/ou a magnetita.
Os minerais traços são representados pelo: epidoto – em geral esse mineral ocorre
como produto da alteração do plagioclásio (estes não se encontram muito saussuritizados);
sericita - presente como mineral de alteração nos plagioclásios, apresenta-se em forma de uma
mancha sobre os plagioclásios; zircão – presente em pouca quantidade, em cristais pequenos
bem formados e zonados; titanita ou esfeno – ocorre em pouca quantidade, apresentado
cristais pequenos e arredondados ou agregados; turmalina – de coloração acinzentada, cristais
prismático bem formado, associado a biotita e ao plagioclásio.
Ainda observa-se uma fácies faneritica média, de composição semelhante à fácies
porfíritica, se distinguindo pelo aumento da quantidade de minerais máficos e os
porfiroclastos são escassos.
50

3.2.2. Geoquímica
Com o objetivo de caracterizar a geoquímica do Granitóide de Mirangaba, foram
coletadas 10 amostras do GMR para análises químicas. As amostras foram analisadas pela
Geosol, cujos métodos utilizados estão discriminados no capítulo I. As 9 amostras mostram
grandes semelhanças entre si, como mostra a tabela 3.
A norma CIPW do granitóide de Mirangaba (Tabela 4), mostra que o granitóide é
constituído principalmente por plagioclásio albita, quartzo e k-feldspato (ortoclásio). Nota-se
também a presença da magnetita e da ilmenita e em uma das amostras apresentou hematita.
Amostras PG-58-A PG-58-B PG-58-C PG-59 PG-60-A PG-60-B PG-61-A PG-61-B PG-62 PG-63
Óxidos (%)
SiO2 76,7 74 73,2 74,3 73,8 73,9 75,2 77,3 76 74,1
TiO2 0,12 0,15 0,11 0,14 0,15 0,14 0,06 0,19 0,17 0,15
Al2O3 13,6 13,9 14,3 14,3 14,3 14,4 13,8 11,5 12,9 14,5
Fe2O3 0,38 0,48 0,79 0,56 0,5 0,45 0,34 3,18 0,49 0,55
FeO 1,07 1,35 1,49 1,06 1,35 1,34 1,06 1,21 1,13 1,15
MnO 0,02 0,02 0,03 0,04 0,02 0,04 0,04 0,05 0,02 0,04
MgO 0,32 0,53 0,23 0,19 0,28 0,26 < 0.1 < 0.1 0,23 0,2
CaO 1,44 0,78 1,14 0,6 0,64 0,58 0,61 0,97 0,89 0,74
Na2O 5,4 4,4 4,5 4 3,7 3,9 4,6 3,8 3,8 3,8
K2O 1,5 4 3,9 4,9 5,4 5,1 4,3 2,4 4,5 5
P2O5 0,049 0,033 0,038 0,097 0,085 0,11 0,04 0,018 0,023 0,1
Total 100,599 99,643 99,728 100,187 100,225 100,22 100,05 100,618 100,153 100,33
Elementos Traços
(ppm)
Li 67 163 73 62 53 52 74 130 9,2 51
Be < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1
V 7,2 7,9 9,3 4 4,6 3,7 < 3 < 3 6 4,1
Cu 24 16 18 14 32 20 15 18 15 20
Zn 11 21 17 32 36 43 26 42 16 37
Rb 39 162 79 454 386 363 420 195 111 413
Sr 244 323 1010 105 110 109 57 101 167 115
Y 20 19 21 50 47 42 111 109 25 45
Zr 174 164 193 173 172 162 94 478 190 166
Nb 6 < 5 < 5 16 14 18 29 24 < 5 22
Mo < 1 2 4,8 2,3 2,1 2,9 2,5 5 1,5 2
Sn < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10
Ta < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10
W 27 18 21 44 50 40 44 28 19 30
Bi < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10
Tabela 3 – Dados geoquímicos de elementos maiores (% em peso) e traços (ppm) para o GMR.
52

Amostras PG PG PG PG PG PG PG PG PG PG
Minerais 58 A 58 B 58 C 59 60 A 60 B 61 A 61 B 62 63
Quartzo 35,27 30,01 28,63 30,32 29,15 29,43 29,90 43,59 33,81 29,96
Ortoclásio 8,82 23,74 23,13 28,93 31,87 30,10 25,40 14,10 26,58 29,22
Albita 45,37 37,32 38,14 33,74 31,20 32,89 38,82 31,89 32,07 31,73
Anortita 6,82 3,69 5,45 2,40 2,67 2,23 2,79 4,68 4,28 3,63
Coríndon 0,57 0,97 0,67 1,52 1,37 1,63 0,54 0,91 0,19 1,46
Enderbita 0,80 1,33 0,58 0,47 0,70 0,65 0,22 0,20 0,57 0,49
Ferrossalita 1,48 1,88 1,96 1,32 1,85 1,92 1,64 - 1,42 1,46
Magnetita 0,55 0,70 1,15 0,81 0,72 0,65 0,49 3,49 0,71 0,79
Hematita - - - - - - - 0,75 - -
Ilmenita 0,23 0,29 0,21 0,27 0,28 0,27 0,11 0,36 0,32 0,28
Apatita 0,11 0,07 0,08 0,21 0,19 0,24 0,09 0,04 0,05 0,00
Tabela 4 – Norma CIPW do GMR.
Utilizaram-se diagramas discriminantes para classificações geoquímicas do GMR,
fazendo as devidas interpretações. Analisando os elementos maiores, através dos diagramas
de Harker (Figura 17), constatou-se que com o aumento de SiO2 (a variação de SiO2 é
pequena, ficando entre 73,2 a 77,3%), ocorre uma correlação levemente negativa para os
óxidos (K2O, Al2O3 e P2O5) indicando empobrecimento desses, durante os processos de
diferenciação magmática. Contudo para os óxidos (MgO, TiO2, CaO, MnO, Na2O e F2O3)
acontece o inverso, ou seja, nos processos de diferenciação houve um leve enriquecimento
desses no magma.
A razão dos óxidos K2O/Na2O indica predominância de granitos potássico-sódico ou
fracamente potássico (Figura 18), com razões entre 0,27 a 1,45. O diagrama K2O vs. SiO2
mostra que o granito de GMR pertence a serie cálcio-alcalina de alto potássio (Figura 19).
Através do diagrama discriminante de Landenberger & Colins (1996), foi possível
classificar o tipo de granito em granito tipo S, de composição ferro-magnesiano (Figura 20),
da série alcalina-calcicas a cálcio-alcalinas.
O diagrama da figura 21, extraído de White & Chappell (1983), foi elaborado a partir
de resultados analíticos das razões Na2O/K2O de granitos tipos I, S e A procedentes de
Lachlan Fold Belt (Austrália). Este diagrama mostra que o GMR é predominantemente
granitos do tipo I ou A.
53

Figura 17 – Diagramas de Harker
para o Granitóide de Mirangaba.
54

As amostras do Granito de Mirangaba exibem baixa razão Rb/Zr, o que é
característico das intrusões dos grupos I e III (Figura 22). Contudo a possibilidade do GMR
ser pré-colisional fica descartada pela ausência de foliação (apresenta estrutura isotópica) e
pela presença de metamorfismo de contato nas encaixantes. Portanto por suas características
estruturais e geoquímicas, o GMR pertenceria ao grupo III, granitos tardi a pós-colisionais de
Harris et al. (1986).
São granitos levemente peraluminosos, (Figura 23), segundo o diagrama de saturação
de alumina (Shand 1947), e também, supersaturados em sílica.
Figura 18 – Diagrama K2O x Na2O, (LeMaitre, 1989). Figura 19 – Diagrama de Série Magmática K2O x SiO2
Figura 20 – a) Diagrama para determinação do tipo de granito e composição. b) Diagrama para
determinação de álcalis (a), alcalino-calcico (a-c), cálcio-alcalino (c-a) e cálcico (c). Landenberger &
Colins (1996).
55

Figura 21 - Diagrama Na2O x K2O para
o GMR, White & Chappell (1983).
Figura 23 – Diagrama de saturação de alumina, indica
que o GMR são rochas levemente peraluminosas.
El Bouseily & Sokkary (1975) estabeleceu pelo diagrama ternário Rb x Ba x Sr o nível
de diferenciação para granitos, dados do GMR plotados neste diagrama, mostra uma
classificação bastante variada, 5 das 10 amostra caíram dentro ou bem próximo do campo de
granitos fortemente diferenciados e as demais distribuíram-se entre granitos normais a dioritos
(Figura 24).
Figura 22 - Diagrama Si2O x Rb/Zr para rochas
graníticas dos grupos I, II e III (Harris et AL. 1986),
amostras do GMR mostrando baixa razão Rb/Zr.
Figura 24 – Diagrama ternário RbxSrxBa,
para o GMR. El Bouseily & Sokkary.
Hughes (1972) apud Barker (1985), estudando os efeitos químicos produzidos pela
albitização no Granito Bastfallshojden (Suécia), propôs a utilização do diagrama K2O + Na2O
x K2O/(Na2O + K2O) x 100. Amostras do GMR plotadas neste diagrama revelam
predominantemente ser este um granitóide fracamente albitizado (Figura 25).
Figura 25 – Efeitos de alteração exibidos no
“contexto ígneo” (Hughes 1972 apud Backer
1985) onde as rochas ígneas inalteradas
definem uma área restrita. No diagrama estão
plotados as amostras do GMR.
56

3.3. ANÁLISE COMPARATIVA ENTRE O GMC E O GMR
O GMC e o GMR apresentam características similares e diferentes, essas serão
sintetizadas e comparadas (Tabela 5), para então em capitulo posterior estabelecer as
principais diferenças que poderá indicar o nível de potencialidade metalogenética dos
granitóides.
Notam-se grandes semelhanças entre os granitóides, contudo as diferenças que
existem entre eles, atribuem diferenças no que diz respeito ao potencial e especialização
metalogenética. As principais diferenças observadas (Tabela 5), são quanto à natureza,
classificou-se o GMC como sendo tipo I, enquanto o GMR como sendo do tipo S; na acidez,
onde atribuiu ao GMC um caráter sódico-potássio, enquanto ao GMR um caráter Potássico-
sódico; outra diferença importante diz respeito ao grau de diferenciação, onde o GMC
colocou-se no campo dos granodioritos, dioritos a granitos anômalos (Figura 13), enquanto o
GMR colocou-se próximo ao campo dos granitos fortemente diferenciados a granitos normais
e dioritos (Figura 24).
Parâmetros GMC GMR
Nomenclatura Monzogranitos a Granodioritos Monzogranitos a Granodioritos
Rocha Encaixante Ortognaisse (Complexo Mairi) Ortognaisse (Complexo Mairi)
Mineralogia Principal Plag, qtz, mcr, bt e mos Plag, qtz, mcr, bt e mos
Textura predominante Porfirítica Porfirítica
Alterações
Saussuritização e sericitização
(fortemente alterada), feldspatização
potássica, albitização, cloritização e
oxidação.
Saussuritização e sericitização
(moderadamente alterada),
feldspatização potássica, albitização,
cloritização e oxidação.
Ambiente geotectônico Pós-orogênico Pós-orogênico
Tipo de granito Tipo I Tipo S
Serie magmática Cálcio-alcalina Cálcio-alcalina
Acidez Sódio-potássicas Potássio-sódicas
Saturação de Alumina Levemente peraluminoso Levemente peraluminoso
Saturação de Sílica Supersaturada Supersaturada
Grau de Diferenciação
Granodioritos, dioritos a granitos
anômalos.
Fortemente diferenciados a granitos
normais e dioritos.
Tabela 5 – Analise comparativa dos principais parâmetros entre o GMC e o GMR.
57

CAPITULO IV - AMBIÊNCIA GEOTECTÔNICA E NATUREZA DOS
GRANITÓIDES
4.1. AMBIENTE GEOTECTÔNICO DE GERAÇÃO DOS GRANITÓIDES DE
MIGUEL CALMON E MIRANGABA
4.1.1 Características de granitóides relacionados aos respectivos ambientes
geotectônicos de formação
Processos magmáticos se concentram junto às margens divergentes através da criação
de crosta oceânica (dominam a série toleítica) e nas margens convergentes por meio de
geração de arcos magmáticos associados com cinturões metamórficos em áreas orogênicas
(dominam a série cálcio-alcalina). Nos limites neutros e no domínio intraplaca o magmatismo
é restrito (dominam a série alcalina). Em termos da teoria da tectônica de placas são definidos
nove ambientes tectono-magmáticos, são eles: 1) das dorsais oceânicas; 2) das bacias
marginais ativas; 3) de rifts continentais; 4) de cinturões orogênicos tipo pacífico (colisão
oceano-oceano); 5) de cinturões orogênicos tipo andino (colisão oceano-continente); 6) de
cinturões orogênicos tipo himalaio (colisão continente-continente) 7) vulcões sobre fraturas
oceânicas; 8) de ilhas oceânicas e 9) vulcões submarinhos e intracratônico.
Os granitóides são classificados quanto a sua natureza geoquímica (Wernick 2004),
em: Granitos alcalinos – resultam da evolução de magmas gerados num manto fértil e que
ocorrem em rifts, graben e arqueamentos de domínios intraplaca continentais. Granitos
toleíticos – ocorrem nas cadeias meso-oceânicas, em fundos de bacias oceânicas, em bacias
marginais e em complexos ofiolíticos, sendo resultado da diferenciação extrema de magmas
básicos gerados pela fusão parcial de um manto exaurido. Granitos cálcio-alcalinos ocorrem
em arcos de ilhas, em margens continentais ativas e em faixas orogênicas de colisão. Granitos
aluminosos – ocorrem em faixas orogênicas tipo himalaio e, subordinadamente, nos cinturões
58

metamórficos de alta temperatura e baixa pressão de faixas orogênicas tipo pacífico e andino.
São geradas pela fusão parcial (anatexia) de rochas crustais orto e parametamórficas.
No sistema de classificação de Maniar & Piccoli (1989), apresentados abaixo, são
considerados sete grupos de granitos associados com ambientes geotectônicos específicos e
reunidos em duas categorias principais: granitos orogênicos e anorogênicos.
4.1.1.1. Granitos Orogênicos
Os granitos orogênicos estão presentes praticamente em todas as etapas na evolução de
cinturões orogênicos. Estes são caracterizados pela combinação de processos de deformação
plástica, metamorfismo e magmatismo. Seu processo genético termina tanto pela colisão entre
arcos de ilhas ou entre arcos de ilhas com massas continentais quanto pelo choque entre
margens continentais. Esses granitos compreendem quatro grupos:
a) Granitos de Arcos de Ilhas
São rochas integrantes do arco magmático formado durante a subducção de uma placa
oceânica por debaixo de outra placa oceânica. São granitos cálcio-alcalinos e dominantemente
metaluminosos.
b) Granitos de Margens Continentais Ativas
São rochas que integram os arcos magmáticos formados pela subducção de uma placa
oceânica por debaixo de uma placa continental. Casos clássicos são os granitos dos cinturões
dos Andes e das Montanhas Rochosas. São granitos cálcio-alcalinos de baixo K e
predominantemente metaluminosos/peraluminosos.
c) Granitos de Áreas de Colisão Continental
São granitos produzidos em cinturões orogênicos por ocasião da colisão entre placas
continentais, isso implica em imbricamento, espessamento e fusão parcial da crosta
continental com a geração de magmas aluminosos. No término da subducção e iniciando a
colisão continental o magmatismo é cálcio-alcalino de alto K, originando granitos com essa
natureza geoquímica. Áreas clássicas de ocorrência desses granitos é o cinturão Himalaia, na
Ásia e o cinturão Herciniano da França. São granitos caracteristicamente peraluminosos.
d) Granitos Pós-Orogênicos
São intrusivos no cinturão orogênicos na sua fase final de evolução, geralmente após o
término da deformação regional. Apesar de sua colocação tardia, estão associados com a
59

orogenia, tanto no espaço quanto no tempo. Representam um estágio de transição entre a fase
orogênica principal e a subseqüente fase de estabilização da crosta continental. São
geralmente rochas cálcio-alcalinas ricas em K2O e seus exemplos clássicos ocorrem nas ilhas
britânicas associados ao cinturão Caledoniano. São tanto peraluminosos quanto
metaluminosos e peralcalinos, contudo as rochas peralcalinas são relativamente subordinadas.
4.1.1.2. Granitos Anorogênicos
Esses tipos de granitos não estão vinculados à formação de cinturões orogênicos e
como tais se associam principalmente a rifts continentais, áreas de intenso soerguimento
epirogênico continental e aos fundos dos oceanos. Compreendem três grupos:
a) Granitos associados com Rifts
O rifteamento envolve três estágios, o arqueamento crustal, a implantação do rift e a
formação de uma bacia oceânica. Os granitos aqui considerados são os associados ao estágio
de rifteamento da crosta continental. Granitos associados com rifts são rochas com tendências
alcalinas mais ou menos acentuadas. São tanto peraluminosos quanto metaluminosos e
peralcalinos, as rochas peraluminosas são relativamente subordinadas. Uma das áreas
clássicas de granitos associados com rifts encontra-se no graben de Oslo, na Noruega.
b) Granitos associados com Soerguimentos Continentais Epirogênicos
Ocorrem em áreas de forte arqueamento crustal, mas nas quais não ocorre o
subseqüente desenvolvimento de rifts. Os arqueamentos estão ligados a focos térmicos locais
profundos e persistentes (plumas mantélicas) e a associação entre um arqueamento e
magmatismo define um ponto quente (“hot spot”). São alcalinos e tanto peraluminosos quanto
metaluminosos e peralcalinos, as rochas peraluminosas são relativamente subordinadas.
c) Granitos de Fundos de Oceanos
Correspondem aos plagiogranitos presentes nas cadeias meso-oceânicas, fundos de
oceanos, ilhas oceânicas e em ofiolitos onde se associam com abundantes rochas
máficas/ultramáficas. Também existem plagiogranitos continentais, produtos finais da
diferenciação de espessas soleiras, diques, lopólitos e lacólitos de diabásios e gabros, mas que
não são incluídos neste grupo. Plagiogranitos oceânicos são rochas toleíticas muito pobres em
K2O.
60

4.1.2. Caracterização dos Granitóides de Miguel Calmon e Mirangaba quanto ao
Ambiente Geotectônico em que foram gerados
A identificação quanto ao Ambiente Geotectônico em que foram gerados os
granitóides em estudo (GMG e GMR) é de fundamental importância para o estudo
metalogenético dos mesmos, pois para cada ambiente geotectônico os corpos graníticos
podem estar associados a diferentes mineralizações.
O estudo para identificação do ambiente em que foram gerados (utilizando os
diagramas geoquímicos, Maniar & Piccoli, 1989), iniciou-se com a separação dos granitos de
fundos oceânicos, pois apresentam conteúdo muito baixo em K2O (Figura 26.a), sendo que os
granitóides em estudo mostram conteúdos médio a alto em K2O. Discriminou-se então o
ambiente através dos gráficos Al2O3 vs. SiO2, FeO(t)/FeO(t)+MgO vs. SiO2, FeO(t) vs. MgO
e FeO(t)+MgO vs. CaO (Figuras 26.b,c,d,e). Em todos os gráficos as amostras de ambos os
granitos caíram no campo dos granitos pós-orogênicos.
Portanto a geoquímica desses granitóides mostra que tanto o granito de Miguel
Calmon quanto o de Mirangaba originaram-se do Ambiente Geotectônico Pós-Orogênicos.
4.2. FONTES GERADORAS DOS GRANITÓIDES DE MIGUEL CALMON E
MIRANGABA
4.2.1. Características (Critérios) Indicativas da Fonte Geradora de Granitóides
Os granitos podem ser divididos em dois grandes grupos ou séries. Um grupo
corresponde aos granitos derivados da fusão de rochas ígneas, da crosta ou do manto. O outro
grupo corresponde aos granitos originados da fusão de rochas de origem sedimentar.
Chappell e White (1974) denominaram de granitos tipo I aqueles derivados da fusão
parcial de rochas ígneas, como basaltos anfibolitizados, rochas ricas em Na, relacionados aos
granitos de série cálcio-alcalinas, em ambientes orogênicos. Granitos tipo S são granitos
aluminosos, derivados da fusão de rochas sedimentares, ricas em K, também relacionados a
séries cálcio-alcalinas, situados em regiões orogênicas, em ambientes transicionais. A tabela 6
mostra algumas diferenças entre o granito tipo I e S. Ishihara (1981) denominou de granitos a
magnetita as séries de derivação ígnea (tipo I) e de granitos a ilmenita as séries de derivação
sedimentar (tipo S), contudo podem ocorrer algumas séries de derivação ígnea. As
características e mineralizações associadas aos granitos tipo I, S, M e A, estão discriminadas
na tabela 7.
61

A B
C D
E F
Figura 26 – Diagramas discriminantes (A-F) utilizados
para a caracterização de granitos GAI, GMA, GCC, GPO,
GR, GE e GO. Segundo Maniar & Piccoli, 1989. Em preto
amostras do GMC e em vermelho amostras do GMR. Obs.:
os gráficos da esquerda corresponde aos da direita – AA,
BB e assim respectivamente.
62

Os grupos correspondentes aos granitos “ígneos” e “sedimentares” envolvem somente
granitos orogenéticos, o que não ocorre com as séries evolutivas. Quimicamente, tanto os
granitos “ígneos” quanto os “sedimentares” podem ter composições cálcio-alcalinas. Há
granodioritos tanto do tipo “ígneo” como do “sedimentar”. Granitos destes dois tipos podem
ocorrer juntos ou separados, espacial e/ou temporalmente.
Granito Tipo I Granito Tipo S
Contém mais sódio, geralmente mais que
3,2% nos tipos félsicos, decrescendo para
valores de até 2,2% nas variedades mais
máficas.
Moles Al2O3/(Na2O+K2O+CaO) menor que
1,1
Contém menos sódio, normalmente mais que
3,2%, em rochas com cerca de 5% em K2O,
decrescendo para menos de 2,2% em rochas
com cerca de 2% de K2O.
Moles Al2O3/(Na2O+K2O+CaO) maior que
1,1
Presença comum do esfeno e da hornblenda Presença comum da moscovita, monazita,
cordierita e granada.
Presença de magnetita e/ou ilmenita Presença de apenas ilmenita
Tabela 6 – Características dos granitos tipo I e tipo S (Biondi, 1986).
4.2.2. Características dos Granitóides de Miguel Calmon e Mirangaba quanto à fonte
geradora dos mesmos
Os granitóides em estudos foram classificados geoquimicamente como granitos de
ambiente geotectônico pós-orogênicos (Figuras 26.b,c,d,e). A geração desses granitos no
ambiente proposto é geralmente proveniente da fusão da crosta, ou seja, a fusão parcial de rochas
sedimentares, contudo neste ambiente também podem ser gerados magmas oriundos de fusão
parcial de rochas ígneas. As analises químicas e petrológicas são necessárias para a identificação
da fonte geradora desses magmas.
Geoquímica - O calculo A/CNK mostram valores abaixo de 1,1 para as amostras do granito de
Miguel Calmon, indicando granito tipo I (Tabela 6), para as amostras do granito de Mirangaba os
valores deram abaixo de 1,1 para 7 amostras e valores acima de 1,1 para 3 amostras (PGMR 59 –
1,101; PGMR 60B – 1,108 e PGMR 63 – 1,114), indicando granito tipo S (Tabela 6). A razão
Fe2O3/FeO é mais um dado que fortalece a hipótese de granito tipo I, os valores encontrados para
o Granito de Miguel Calmon mostram que 5 amostras deram valores acima de 0,3 indicando tipo
I, 3 amostras deram abaixo de 0,3 indicando tipo S e uma amostra deu 0,3. Os valores do Granito
de Mirangaba deram todas acima de 0,3 indicando granitos tipo I. Segundo o índice de alumina-
saturação total (IAST) as amostras de ambos os granitos são levementes peraluminosos (IAST >
1), estando alguns valores próximos de subaluminosa (IAST = 1), figuras 12 e 23, analises
mostraram valores de IAST variando de 1,009 a 1,114. Os granitos em estudos são
supersaturados e levemente peraluminosos, essas características em geral são dos granitos tipo S.
63

Principais Características
Litologia
Mineralogia
Aspectos texturais e
estruturais do feldspato
potássico
Granitos “M” ou
Tipo pacífico
Plagiogranitos
associados com
abundantes gabros
Hornblenda e biotita;
piroxênio
Feldspato K
intersticial ou
micrográfico
Enclaves Ígneos básicos
Razão inicial Sr 87 /Sr 86 Tipicamente < 0.704 < 0.706
Relação Al: (Na + K +
Ca/2)
Estruturas dos corpos
magmáticos
Granitos “I” ou Tipo
Cordilheirano
Ampla variação composicional
entre dioritos e monzogranitos
com predomínio de tonalitos
frequentemente associados com
gabros
Hornblenda, biotita, magnetita,
titanita,
Feldspato K xenomórfico
intersticial
Enclaves dioríticos podem
representar restitos
Granitos “I” ou Tipo
Caledoniano
Granodioritos-granitos
associados em passagens
gradacionais com corpos
menores de hornblenda
dioritos e gabros
Biotita é o máfico
dominante; magnetita e
ilmenita
Feldspato K interstical e
penetrante, em geral rico em
quartzo
Enclaves de variada
natureza
> 0.705
< 0.709
Granitos “S” ou Tipo Herciniano Granitos “A” ou Tipo Intraplaca
Granitos composicionalmente
restritos e ricos em sílica. Dominam
leucomonzo-granitos, mas
granitóides ricos em biotita são
localmente litologias importantes.
Moscovita e biotita vermelha;
ilmenita, monazita, granada,
cordierita
< 1.0 < 1.1, mais freqüentemente < 1.0 ~ 1 > 1.05
Corpos pequenos e
compostos de quartzo
dioritosgabros
Vulcanismo associado Tipo arco de ilhas
Características do
vulcanismo
Ambiente Geotectônico
Estilo de dobramento,
Metamorfismo das
encaixantes regionais,
falhamentos
Principais mineralizações
Contínuo, de curtaduração
Arco de ilhas
oceânicas
Dobramentos abertos.
Metamorfismo de
carga
Grandes batólitos lineares,
múltiplos e compostos, aos quais
se superpõem estruturas de
subsidência
Grandes volumes andesitos e
dacitos
Episódico, de longa-duração
Margens continentais ativas tipo
andinas
Movimentos verticais; pequeno
encurtamento lateral.
Metamorfismo de carga
Cu e Au pórfiros tipo Cu e Mo pórfiros
Complexos isolados e
dispersos de plutons
múltiplos e “sheets”
Algumas vezes associados
com lavas de basaltos e
andesitos toleíticos
continentais tipo “plateau”
Contínuo, de curta-duração;
pos-cinemático
Áreas de soerguimento póscolisão
tipo caledonianas
Falhamentos transcorrentes
“dip-slip” e “strike-slip”.
Retrometamorfismo
Raras as expressivas
mineralizações.
Feldspato K em fenocristais com
longa história evolutiva; sinais de
autometassomatismo
Dominam xenólitos de rochas meta-
sedimentares
Biotita granitos associados a
granitos alcalinos e sienitos.
Contrastante bimodalismo ácidobásico.
Biotita verde, anfibólios e
piroxênios sódicos em granitos
alcalinos; astrofilita
Feldspato K pertítico
Enclaves cognatos; gostas de
magma básico congelado
> 0.708 Muito variável, entre 0.703 e 0.712
Batólitos múltiplos, plútons e
“sheets”, menos volumosos e
freqüentemente mais diapíricos em
relação aos granitos “I”
Podem associar-se com lavas
contendo cordierita, mas
características é a ausência de grades
volumes de lavas com
posicionalmente equivalentes
Contínuo, de moderada-duração sin-
e pós-cinemático
Áreas de colisão continental tipo
hercinianas; cinturões de
cisalhamento intracratônicos
Expressivo encurtamento crustal.
Metamorfismo de baixa pressão de
ardósias
Rochas peralcalinas relativamente
ricas em F
Complexos de subsidência
múltiplos e centrados de volumes
relativamente pequenos
Associados com lavas alcalinas de
caldeiras centradas
Curta-duração
Áreas pós-orogênicas e
anorogênicas
Arqueamentos e rifts
Sn e W em greisen e veios Columbita, cassiterita, fluorita
Tabela 7 – Principais características dos granitos M, I – Cordilheiranos, I – Caledonianos, S e A. Segundo Pitcher, 1983.
64

Petrologia - Analises petrológicas realizadas em 23 laminas delgadas (14 laminas do
granito de Miguel Calmon e 9 laminas do granito de Mirangaba), revelam: Os granitóides de
Miguel Calmon e Mirangaba – são granitos a duas micas (típicos de fusão crustal – tipo S),
identificou-se a associação biotita e a moscovita. Contudo os enclaves destes corpos são de
origem ígnea, típica de granito tipo I.
A geoquímica corrobora para serem ambos os granitóides de ambiente Pós-orogênico
do tipo I – Caledoniano (Tabela 7) da série cálcio-alcalinas, portanto seriam originados por
fusão parcial de rochas ígneas. Contudo analises petrograficas indicam serem estes granitos a
duas micas (biotita + moscovita) típicos de granitos tipo S. Na tabela 8 estão os parâmetros
utilizados para classificação do tipo de granito.
Parâmetros Granito de Miguel Calmon Granito de Mirangaba
Tipo I Tipo S Tipo I Tipo S
Ambiente Geotectônico + ++ + ++
Calculo A/CNK ++ 0 ++ +
Razão Fe2O3/FeO ++ + + 0
Relação Al: (Na + K + Ca/2) ++ + 0 ++
IAST + ++ + ++
Petrologia + ++ + ++
Enclaves ++ 0 S/Inf. (+) S/Inf.
Conclusão Tipo I Tipo S
Tabela 8 – Parâmetros utilizados na identificação do tipo de granito. Legenda: S/Inf. (sem nenhum dado
coletado, contudo a bibliografia indicam serem de natureza ígnea, portanto mas favorável ao tipo I), O (nenhum
dados), + (parte dos dados), ++ (todos os dados ou grande maioria).
Através dos parâmetros estabelecidos, classificou-se o GMC como granitos tipo I,
devido principalmente pela predominância estabelecida pelos parâmetros indicarem este tipo
de granito. Quanto ao GMR classificou-se como granitos tipo S, também devido a uma
predominância dos parâmetros para essa classificação (Tabela 8).
65

CAPITULO V - PADRÕES GEOFÍSICOS DOS GRANITÓIDES
A utilização dos métodos geofísicos torna-se atualmente indispensável para a
identificação, delimitação, nível de profundidade, dentre outros parâmetros que são
necessários no estudo da potencialidade metalogênetica de uma área. Contudo como
sabemos, devemos aliar a geofísica com outros métodos como a geoquímica e o
mapeamento geológico.
Na utilização da geofísica também se faz necessário o uso de diversos métodos,
isso a depender da substância e/ou mineral alvo, assim podemos utilizar os seguintes
métodos: gravimétricos, magnéticos, elétricos, radiométricos, sísmicos e outros.
No presente trabalho fez-se uso dos métodos magnéticos (campo magnético total
e 1º DV do campo magnético total) e radiométrico (concentração de potássio, tório e
urânio, além da contagem total). Nas tabelas 11 e 12 estão descritos respectivamente as
principais intensidades das anomalias encontradas no GMC e no GMR. As figuras 27 a
38 representam os mapas geofísicos com as delimitações das principais áreas anômalas.
5.1. GEOFÍSICA DO GRANITÓIDE DE MIGUEL CALMON
5.1.1. Mapas Magnéticos (Campo Total e 1º DV do Campo Total)
O campo magnético é produzido por correntes elétricas que circulam no núcleo
líquido da Terra, o qual se acredita constituído principalmente por ferro. Os valores
normais do campo recebem ainda contribuições, de caráter local, das concentrações de
minerais magnéticos que ocorrem nos primeiros 5 Km de crosta. Essas contribuições
66

constituem as anomalias do campo magnético, objetivo principal da prospecção
geofísica, contudo faz-se necessário filtrar os ruídos (variações diurnas, tempestades
magnéticas e outros).
Vários fatores podem modificar as assinaturas geofísicas das rochas, pois muitos
minerais magnéticos ocorrem em proporções diferentes em determinados tipos de
depósitos, outros fatores são a paragênese (associações mineralógicas), profundidade, o
volume e a concentração dos depósitos, parâmetros importantes nas avaliações
geofísicas.
Ilmenita, magnetita e pirrotita são os três principais minerais magnéticos,
descritos na tabela 9, com as suas respectivas susceptibilidade magnética. Na tabela 10
está representada a susceptibilidade magnética das rochas ígneas, em destaque o granito.
FAMÍLIA DE
MINERAIS
Susceptibilidade Mag
(kx10 -6 - adimensional)
Variação
Média ou
mais comum
Ilmenita
(FeTiO3)
314.000 a
3,8x10 6 4x10 5
Magnetita
(Fe3O4)
7x10 4 a
14x10 6 5x10 5
Hematita (Fe2O3)
420 a
38.000
550
Pirrotita(FeS)
1250 a
6,3x10 6 1,25x10 5
Pirita (FeS2) 35 - 5000 130
Rochas Ígneas
Susceptibilidade Mag (kx10 -6 -
adimensional)
Variação
Média ou mais
comum
Granito 0-4000 200
Riolito 20-3000 -
Dolerito 100-3000 1400
Diabásio 80-13000 4500
Gabro 80-7200 6000
Basalto 20-14500 6000
Diorito 50-10000 7000
Piroxenito - 10500
Peridotito 7600-15600 13000
Andesito - 13500
Tabela 9 – Principais minerais magnéticos. Tabela 10 – Susceptibilidade magnética das rochas.
O mapa do campo magnético do GMC (Figura 27) de modo geral apresentou
anomalias de intensidade moderada, principalmente nas extremidades, sendo
interpretado como o background da área. No centro do GMC observam-se as anomalias
mais significativas (tanto fortes quanto fracas), contudo anomalias fracas são
predominantes, estas possuem uma orientação semelhante (NE/SW). Os locais que
apresentaram anomalias fracas podem ser interpretadas como fácies mais pegmatíticas
do granitóide, enquanto anomalias fortes podem ser interpretadas como fácies
enriquecidas em magnetita e/ou ilmenita, ou podem ser enclaves máficos.
As coberturas sedimentares são muitas vezes causadoras de ruídos nos mapas
magnéticos, como forma de eliminar os dados provenientes das coberturas, elaborou-se
67

Figura 27 – Mapa do Campo Magnético Total do GMC, mostrando
áreas com anomalias mais significativas. Os polígonos marcam as
áreas com bons resultados.
Figura 28 – Mapa da 1º DV do Campo Magnético Total do GMC,
mostrando áreas com anomalias mais significativas. Os polígonos
marcam as áreas com bons resultados.
68

o mapa da 1º Derivada do Campo Magnético Total (Figura 28). Este mapa mostrou
algumas semelhanças quanto ao mapa do campo magnético total, as principais
anomalias estão presentes no centro do GMC, as anomalias fracas mantiveram-se
predominante e com a mesma orientação, contudo ocorreu um aumento das anomalias
fortes, que se apresentam no mesmo alinhamento da anomalia fraca principal. As
interpretações referentes às anomalias fortes e fracas são similares as interpretações do
mapa do campo magnético.
5.1.2. Mapas Radiométricos (Concentração de Potássio, Tório, Urânio e Contagem
Total)
O método geofísico radiométrico usa propriedades radioquímicas para detectar
anomalias radioativas, principalmente de potássio, tório e urânio. O aparelho mede esses
parâmetros separadamente e também o somatório, que recebe o nome de contagem total.
Em geral os métodos radioativos são usados como farejadores para substancias que
apresentam alguma relação com os elementos medidos no método. Uma grande
desvantagem desse método é a forte influencia das coberturas, permitindo investigar no
maximo entre 2 a 5 metros de profundidade. Abaixo estão descritas informações
oriundas dos mapas radiométricos.
O mapa de contagem total do GMC (Figura 29) revela em geral anomalias
moderadas, com exceção da parte central onde se detectou anomalias fortes, onde são
mais forte próximo do contato entre o GMC e o Complexo Mairi. A de ressaltar a
ausência de anomalias fracas. Áreas com anomalias fortes podem significas fácies
pegmatíticas no granitóide devido os elementos analisados pelo método serem
incompatíveis, estando presentes nas ultimas fases da diferenciação magmática.
O mapa de concentração de potássio (Figura 30) mostra padrão semelhante com
o de contagem total, a predominância de anomalias moderadas, e as anomalias fortes
tem a mesma localização, contudo em quantidades diferentes. A concentração de
potássio apresenta menos anomalias fortes, outra diferença é a presença, ao norte do
corpo, mesmo que em pouca quantidade, de anomalias fracas.
69

Figura 29 – Mapa de Contagem Total do GMC, mostrando áreas
com anomalias mais significativas. Os polígonos marcam as áreas
com bons resultados.
Figura 30 – Mapa da Concentração de Potássio do GMC,
mostrando áreas com anomalias mais significativas. Os polígonos
marcam as áreas com bons resultados.
70

No mapa de concentração de tório (Figura 31) predominam as anomalias de
intensidade moderada a forte. As anomalias fortes mais significativas se encontram na
parte sul e principalmente ao norte. Na parte central do GMC ocorrem também
anomalias fortes, contudo em menores quantidades e menor intensidade. Nota-se
também a ausência de anomalias fracas.
O mapa de concentração de urânio (Figura 32) mostra em geral anomalias
moderadas a fortes. As anomalias fortes ocorrem mais na parte central e ao sul, ao norte
predominam as anomalias fracas. Observa-se que não ocorrem anomalias fortes (as de
maiores intensidade) e que as principais anomalias não estão concentradas no centro do
corpo e sim ao norte da área, onde provavelmente são fácies mais granodioriticas.
Mapas
GRANITÓIDE DE MIGUEL CALMON
Áreas Anômalas (intensidade)
Geral
Alta (polígonos
brancos)
Baixa (polígonos
pretos)
Campo Magnético Total Moderada Sim Sim
1º DV do Campo Magnético
Total
Moderada Sim Sim
Contagem Total Moderada Sim Não
Concentração de Potássio Moderada Sim Sim
Concentração de Tório Moderada a Alta Sim Não
Concentração de Urânio Moderada a Alta Sim Sim
Tabela 11 – Mapas geofísicos e os principais níveis de intensidades presentes para o GMC.
Os mapas geofísicos do GMC revelaram áreas anômalas de fortes e fracas
intensidades, de forma geral predominam anomalias de intensidade moderadas (Tabela
11). Delimitaram-se nos mapas áreas positivas (com polígonos brancos) e negativas
(com polígonos pretos), assim observaram-se as quantidades de anomalias e suas
intensidades, detectando-se então que a área central do GMC apresentou os melhores
resultados. Apenas nos mapas de concentração de tório e urânio as melhores
concentrações não se encontraram na parte central do corpo. Interpretou-se a área
selecionada como uma associação de fácies mais pegmatíticas intercalada com fácies
granodioríticas com magnetita e/ou ilmenita fazendo parte da paragênese.
71

Figura 31 – Mapa de Concentração de Tório do GMC, mostrando
áreas com anomalias mais significativas. Os polígonos marcam as
áreas com bons resultados.
Figura 32 – Mapa de Concentração de Urânio do GMC, mostrando
áreas com anomalias mais significativas. Os polígonos marcam as
áreas com bons resultados.
72

5.2. GEOFÍSICA DO GRANITÓIDE DE MIRANGABA
5.2.1. Mapas Magnéticos (Campo Total e 1º DV do Campo Total)
Como abordamos acima vários fatores podem modificar as assinaturas geofísicas
das rochas. O padrão magnético do GMR (Figura 33) concentra-se em anomalias
moderadas a fortes, predominando as moderadas, onde foi considerado como
background do granitóide. Anomalias fracas são escassas, ocorrem pontos isolados ao
norte, contudo essas pequenas áreas por estarem bastante fora do padrão podem
significar anomalias importantíssimas para serem investigadas. As principais anomalias
fortes ocorrem a sudeste e a sul com direção NE/SW, quantidades menores aparecem a
norte. Interpretam-se essas anomalias como causadas pelo contato entre o GMR e o
Complexo Mairi, com concentrações de minerais magnéticos (ilmenita e/ou magnetita),
os pontos isolados de anomalias fortes podem ser interpretadas como enclaves máficos.
O mapa da 1º Derivada do Campo Magnético Total (Figura 34) em geral
apresenta anomalias moderadas, contudo nota-se um padrão diferente do mapa do
campo magnético, as anomalias fracas predominam sobre as altas, o mapa ressaltou
essas anomalias fracas onde no mapa do campo magnético foram detectadas, mas com
anomalias moderadas. As principais anomalias significativas se concentram a norte do
corpo (mantendo uma direção NE/SW), diferente do padrão geral dos mapas geofísicos,
estes mostram que á área mais promissora localiza-se ao centro do corpo. Este mapa
reforçou a interpretação dada para as anomalias fortes no mapa do campo magnético,
pois para estes as anomalias altas caíram ao sudeste do GMR, no contato entre o
Complexo Mairi.
5.2.2. Mapas Radiométricos (Concentração de Potássio, Tório, Urânio e Contagem
Total)
O padrão geofísico para contagem total mostra um backgraund de anomalias
altas para o GMR (Figura 35), ocorrendo algumas anomalias moderadas ao norte.
Selecionaram-se áreas com boas perspectivas, para posterior investigação, mas
detalhada. A uma similaridade entre o mapa de contagem total e o mapa de
concentração de potássio (Figura 36), onde o padrão de anomalias é bastante
semelhante.
73

Figura 33 – Mapa Magnético do Campo Total – GMR. Os polígonos marcam as áreas com bons
resultados.
Figura 34 – Mapa da 1 DV do Magnético do Campo Total – GMR. Os polígonos marcam as áreas com
bons resultados.
74

Figura 35 – Mapa da contagem total – GMR. Os polígonos marcam as áreas com bons resultados.
Figura 36 – Mapa da concentração de potássio – GMR. Os polígonos marcam as áreas com bons
resultados.
75

O mapa de concentração de tório (Figura 37) mostra anomalias positivas altas do
centro ao sul do corpo granítico, ocorrendo também alguns pontos ao norte, onde se
localiza também anomalias negativas. O padrão geral da área são anomalias positivas.
Para mapa de concentração de urânio (Figura 38) o background do granitóide
são anomalias positivas, as mais fortes ocorrem no centro-sul do corpo, nota-se a
ausência de anomalias negativas.
Os resultados obtidos pelos mapas radiométricos revelam ser o GMR um granito
fortemente diferenciado, pois esses elementos como já foram mencionados, por seres
elementos incompatíveis estão presentes nas ultimas fases da diferenciação.
Mapas
GRANITÓIDE DE MIRANGABA
Áreas Anômalas (intensidade)
Geral
Alta (polígonos
brancos)
Baixa (polígonos
pretos)
Campo Magnético Total Moderada a Alta Sim Sim
1º DV do Campo Magnético
Total
Moderada Sim Sim
Contagem Total Alta Sim Não
Concentração de Potássio Alta Sim Não
Concentração de Tório Alta Sim Sim
Concentração de Urânio Alta Sim Sim
Tabela 12 – Mapas geofísicos e os principais níveis de intensidades presentes para o GMR.
Os mapas geofísicos do GMR revelaram áreas predominantemente com
anomalias moderadas para os mapas magnéticos e de anomalias positivas para os mapas
radiométricos (Tabela 12). Delimitou-se nos mapas áreas positivas (com polígonos
brancos) e negativas (com polígonos pretos), assim observaram-se as quantidades de
anomalias e suas intensidades, detectando-se então que a área central do GMR
apresentou melhores resultados que as demais áreas. Apenas nos mapas magnéticos a
área mais propicia ocorre ao norte do corpo, vale ressaltar que a determinação de áreas
propícias é de acordo com a substância a ser investigada, ou seja, para um mineral que
responde melhor aos métodos magnéticos, a área pode ser uma, para os minerais que
respondem melhor aos métodos radiométricos a área pode ser outra. Delimitou-se essa
área devido a interpretações que são áreas, onde as anomalias dos mapas magnéticos
ficaram entre moderadas a fracas, típica de fácies mais diferenciadas, e as anomalias
radiométricas foram fortes, também típicas de fácies mais diferenciadas. Interpretou-se
através desses mapas que o GMR é bastante diferenciado, o que indica um bom
potencial metalogenético.
76

Figura 37 – Mapa da concentração de tório – GMR. Os polígonos marcam as áreas com bons resultados.
Figura 38 – Mapa da concentração de urânio – GMR. Os polígonos marcam as áreas com bons
resultados.
77

CAPITULO VI - MINERALIZAÇÕES ASSOCIADAS ÀS ROCHAS
GRANÍTICAS (MODELOS E TIPOS METALOGÉNETICOS)
A presença, numa mesma região, de granitos mineralizados junto a granitos
estéreis, ambos pertencentes à mesma granitogênese, é um problema que intriga os
autores há muito tempo. Muitos trabalhos procuraram características que permitissem
identificar os granitos férteis, capazes de gerarem jazidas, separando-os dos estéreis.
Ainda, mesmo para os granitos portadores das “características mineralizantes” não há
nenhuma certeza de que a ele se associe algum depósito mineral.
Várias pesquisas foram desenvolvidas separadamente na Austrália (Chappel e
White, 1974), no Japão (Ishihara, 1981) e na China (Wang et al., 1980, 1983 e 1984)
conduziram a conclusões convergentes, ainda que persistam pequenas diferenças entre
elas. Basicamente, as principais conclusões foram:
1. Os granitos podem ser divididos em dois grandes grupos ou séries. Um grupo
corresponde aos granitos derivados da fusão de rochas ígneas, da crosta ou do
manto. O outro grupo corresponde aos granitos originados da fusão de rochas de
origem sedimentar.
2. Ao primeiro grupo, de derivação ígnea, associam-se sobretudo os depósitos de
Cu + Au, de Cu e de Cu + Mo. Ao segundo grupo, de derivação sedimentar,
associam-se sobretudo os depósitos de Sn e W.
78

Uma das classificações mais utilizadas para os depósitos relacionados ao
magmatismo ácido, considera a posição espacial dos depósitos em relação ao corpo
magmático, a tipologia e a composição (Tabela 13).
Os depósitos apicais disseminados de Cu, Mo e Cu + Mo correspondem aos
depósitos de “Cu-Mo porfirítico”. Os greisens são depósitos apicais disseminados de Sn
que raramente constituem concentrações econômicas, em geral são lavrados de
concentrações secundárias formadas pela erosão. Os filões hidrotermais são
responsáveis pela maior variedade de elementos metálicos de minério contidos nos
depósitos granitogênicos. Os pegmatitos são responsáveis pelo fornecimento de boa
parte da gemas, poucos são os pegmatitos lavrados economicamente pelos seus
conteúdos em metais. Os escarnitos são depósitos difíceis de diferenciar e gradam para
os depósitos apicais disseminados de Cu. Geralmente são concentrações de W, embora
sejam também de grande importância as concentrações de Fe, Cu e Zn-Pb.
Posição Espacial Tipo de Depósitos Composição do Minério
Cu + Mo, Cu, em granitos, granodioritos, quartzo monzonitos e quartzo dioritos.
Mo, em sienitos
Apicais
Disseminados Cu + Au em sienitos e dioritos
Sn (Bi, Mo, W, Li, F)
W (Mo, Sn)?
Greisen
Filoneanos Hidrotermais
Sn, W, Be, Ta, Mo, Bi
Epitermais
U, Hg, Sb, As, Au + Te, entre outros
Mesotermais Ag, Pb, Zn, Ni + Co + Bi + Ag, U (Ra), Fe (Cu), Mn, entre outros
Hipotermais Au (Cu), Cu, Au (Mo), Cu (Mo, Bi), entre outros.
Pneumatólitos Sn, Sn (Nb + Ta), Sn + W, Au (W + Sn), entre outros.
Pegmatitos Li, Be, Ta (U, Sn)
Periféricos
Fe (Cu, Co, Au) em calcários
Fe (Cu, Zn) em dolomitos
Depósitos relacionados ao W, Mo, Cu (Zn, Bi) em calcários
metassomatismo e/ou Cu, Mo, (W, Zn) em calcários
metamorfismo térmico Zn, Pb, Ag (Cu, W) em calcários
(Escarnitos) Mo, W (Cu, Bi, Zn) em calcários
Sn, F (Be, W) em calcários
Sn, F (Be,B) em dolomitos
Tabela 13 – Mineralizações e tipos de depósitos associados às séries graníticas, observadas em diferentes
locais (Biond, 1986).
6.1 DEPÓSITOS PLUTOGÊNICOS APICAIS DISSEMINADOS DE Cu + Mo;
Cu, Mo, Cu + Au, Sn E W
Os depósitos plutogênicos apicais disseminados compõem-se de concentrações
minerais primárias, pervasivas, dispersas em fraturas, fissuras e brechas ou
disseminadas, intimamente associadas a maciços graníticos que, quase invariavelmente,
79

mostram em algum grau uma textura porfiritica. As mineralizações e/ou alterações
hidrotermais relacionadas estão distribuídas ou no corpo granítico ou nas encaixantes,
formando zonas relacionadas à arquitetura intrusiva.
Morfologicamente os depósitos apicais disseminados são divididos em três tipos
(Sutherland Brown, 1976): Os depósitos cilíndricos relacionados a um corpo plutônico
cilíndrico relativamente pequeno, são depósitos rasos. Os depósitos vulcânicos são
caracterizados pela forma irregular e por se mostrarem instrusivos em formações
vulcânicas ao menos parcialmente consangüíneas. Os depósitos plutônicos
desenvolvem-se dentro dos corpos plutônicos de tamanho médio e profundos, que são
normalmente zonados litologicamente.
Guilbert e Lowell (1974) propôs um modelo metalogénetico em que o minério
forma um envoltório ou cinturão de forma aproximadamente cilíndrica que envolve um
núcleo com baixo teor de Cu e Mo. O cinturão mineralizado é envolvido por auréolas
piritosas sucessivamente com quantidades decrescente de pirita. A zona periférica
superior da auréola piritosa contem mineralizações de Pb, Zn, Au e Ag (quando
presentes), além de alguma calcopirita. A magnetita envolve a parte baixa do cinturão
mineralizado. Pouco se sabe sobre a zonalidade dos minerais metálicos das jazidas
disseminadas de Sn e W. A zonalidade dos minerais de alteração hidrotermal é
comparável aquela das jazidas de Cu-Mo, o que se faz suspeitar que algo semelhante
ocorra em se tratando também dos metais (Figura 39).
Os mesmos autores sintetizaram a distribuição zonada dos silicatos hidrotermais,
basicamente em quatro zonas de alteração (Figura 39): zonas potássica: ocorre
metassomatismo potássico acompanhado da lixiviação do cálcio e do sódio dos minerais
aluminossilicatodos. Os minerais diagnósticos são o ortoclásio, a biotita, o quartzo,
albita, sericita, anidrita, apatita magnetita, calcopirita, bornita e a pirita. Zona fílica:
também denominado zona de sericitização, forma-se pela lixiviação do Na, Ca e Mg dos
aluminossilicatos. Caracteriza-se pela substituição dos silicatos originais pela sericita
(ou moscovita) e pelo quartzo. Zona propilítica: desenvolvem-se os minerais cálcio-
magnesianos a partir dos minerais originais da rocha. Os minerais diagnósticos são a
clorita, o epidoto e a calcita, formados pela alteração dos minerais máficos, mais a
anortita, a apatita, a anidrita, a ankerita e a hematita. Zona argílitica: caracteriza-se pela
lixiviação completa dos alcalinos e pela argilização dos minerais originais. Os minerais
80

diagnósticos são a montmorilonita, ilita, hidromicas e clorita, com ou sem caulinita. Os
principais sulfetos são a pirita, calcopirita e bornita, a enargita e a tenantita.
Pelo menos quatro tipos de depósitos devem ser considerados, são eles:
1. Depósitos de molibdênio e de cobre-molibdênio, sem ouro, de seqüência cálcio-
alcalinas (“modelo de Lowell e Guilbert”): Associados a granitos, granodioritos,
quartzo-monzonitos e quartzo-dioritos. Localizam-se nas margens continentais
ativas e em arcos insulares ensiálicos, nas proximidades da linha de subducção.
2. Depósitos de cobre, com ouro e prata, sem molibdênio, de seqüências alcalinas
(“modelo diorito”, de Hollister, 1975): Associam-se a plutões de dioritos, sieno-
gabros e sienitos alcalinos. Predominam nos arcos insulares, em regiões em que a
crosta continental é pouca espessa ou mesmo inexistente.
3. Depósitos de molibdênio de seqüências alcalinas e alcalinas cálcicas: Esses
depósitos ocorrem atrás dos arcos magmáticos das regiões de convergência de
placas, em regiões intraplacas continentais com grandes rebaixamentos e em regiões
de aulacógenos (Guild, 1971; Godwin, 1975; Westra e Keith, 1981).
4. Depósitos de estanho em seqüências cálcio-alcalinas: Associam-se a plutões de
pequenas dimensões e possuem zonas de alteração hidrotermal, são cortados por
enxames de veios tardios mineralizados a Sn e Ag. Ocorrem em porções mais
afastadas de subducção, em direção ao continente.
Figura 39 – Modelo esquemático da distribuição
zonada dos minerais metálicos e da zonalidade
dos silicatos hidrotermais hipogênicos nas jazidas
apicais disseminadas, segundo Guilbert e Lowell
(1974).
81

6.2 GREISENS
Os greisens são, em sua maioria, rochas compostas por quartzo e mica ou
quartzo, mica e topázio, podem também estar presentes a fluorita, dickita,
hidromoscovita e hematita. As mineralizações normalmente associadas aos greisens são
de Sn (cassiterita), W (scheelita e wolframita), Mo (molibdenita) e Bi (bismutinita). A
textura dos greisens é normalmente granular grossa, embora existam variações para
microgranular e para texturas orientadas, de aspecto xistoso. São sempre acompanhados
de um enxame de veios e filonetes, com quartzo, com vários outros minerais acessórios.
Muito raramente os ambientes greisenizados constituem-se em depósitos
economicamente exploráveis. São concentrados minerais de grandes volumes e teores
muito baixos que dificilmente viabilizam uma lava. Os depósitos secundários é que são,
na grande maioria dos casos, os produtos destes bens minerais, sendo a cassiterita o
produto mais típico. O greisen é a principal rocha dos apogranitos e também o minério,
quando o deposito primário é economicamente explorável.
O ambiente geotectônico propício para esses depósitos são as regiões
transicionais, em ambientes de margem continental ativa. Os depósitos de Sn destas
regiões são, na maioria, alúvios e elúvios derivados da desagregação de filões de
quartzo e de greisens mineralizados a cassiterita. Outros autores situam estes depósitos
nas margens continentais ativas, em uma zona mais afastada da linha de subducção, na
faixa compressional formada atrás dos arcos magmáticos que caracteriza as regiões
denominadas hercinótipas. Muitos greisens situam-se em zonas afastadas dos ambientes
transicionais, em regiões intraplacas continentais. Os melhores exemplos são as jazidas
de cassiterita da região amazônica e do centro de Goiás.
Apesar da complexidade das zonas de alteração relacionadas aos greisens, elas
podem ser agrupadas em 9 tipos: a) filitização, que engloba a cloritização, a
moscovitização, a sericitizzação e a biotização; b) greisenização; c) feldspatização,
correspondente à neoformação da albita, do microclínio, da adularia e da amazonita; d)
argilização; e) topazificação; f) turmalinização; g) hematitização; h) fluoritização; i)
silificação. Raramente um desses processos de alteração desenvolve-se isoladamente,
sendo normal que as rochas acumulem mais de um produto de alteração.
82

O modelo de Groves e McCarthy (1978) adota a hipótese de um processo de
diferenciação seqüenciada, a partir de um magma granítico derivado da fusão da crosta
continental. Este mecanismo enquadra-se no “tipo 1” de Taylor (1979), correspondente
ao enriquecimento em metais raros (+Li, F) nos últimos diferenciados de uma série de
diferenciação restrita, desde dioritos (raros) até leucogranitos e granitos (dominantes).
Inicialmente há a intrusão de um magma granítico subsaturado em água que começa a
se fracionar. Os líquidos restantes do fracionamento são segregados, diferenciam-se,
geram novos líquidos ainda mais diferenciados que são novamente segregados. Os
últimos líquidos segregados são saturados em água e geram bolhas de um fluido em
estado supercrítico que aglutinam-se nas zonas apicais dos agregados. A solidificação
da fase silicatada fundida obtida nos últimos diferenciados produz aplitos e a fase
supercrítica gera pegmatitos estéreis nos altos estruturais. A cristalização do liquido
intercumulus produz vapores supercríticos ricos em Sn, W, Be e F que, após o alivio de
pressão devido ao fraturamento da cúpula dos granitos, perdem o equilíbrio com os
minerais acumulados iniciando a greisenização acompanhada da cristalização da
cassiterita, wolframita, etc. O escape através de zonas mais permeáveis causa a
formação de chaminés de greisens (cruzamento de fraturas) ou de filões (fraturas
simples). O modelo exemplificado na figura 40.
Figura 40 – Esquema mostrando o produto final
obtido após o desenvolvimento da seqüência de
diferenciação. Ambiente greisenizado e a influência
das rochas encaixantes na composição do greisen
(Shcherba, 1970).
83

6.3 DEPÓSITOS PERIFÉRICOS – FILÕES HIDROTERMAIS,
PNEUMATOLÍTICOS E PEGMATÍTOS
Os depósitos hidrotermais-pneumatolíticos são classificados de hipotermais,
mesotermais e epitermais, considerados respectivamente da maior para menor
profundidade e temperatura. Pelo menos quatro possibilidades são consideradas para a
origem dos fluidos geradores deste tipo de concentração mineral: a) fluidos abissais,
oriundos diretamente do manto; b) fluidos hidrotermais, oriundos de corpos plutônicos,
básicos ou ácidos, intrusivos; c) fluidos secrecionais, oriundos das encaixantes dos
depósitos, mobilizados pela excitação térmica de intrusões ou de núcleos de
metamorfismo; d) fluidos superficiais, gerados da alteração superficial das rochas.
Os filões e veios pneumatolíticos são mineralizados sobretudo em estanho e
wolfrâmio, mas também em molibdênio e bismuto e são enraizados em rochas
graníticas alcalinas silicosas. Gradam, geralmente, para concentrações apicais
disseminadas do tipo greisen, mineralizados a Sn, W, Mo, Bi, Be, etc. São filões de
mais altas temperaturas de origem que os filões hiportermais (Figura 40).
Observações dos filões norte-americanos idealizaram um modelo para um filão
mineralizado em Au-Ag, representativo para a grande maioria dos filões mineralizados
a metais básicos. Normalmente os metais básicos organizam-se com Pb a menor
profundidade, o Zn em posição intermediária e o Cu a maior profundidade. Não raro o
Cu grada para concentrações de Sn e W, ainda mais profundas, como observadas, por
exemplo, em Cornwall (Inglaterra). A presença de um metal em torno de um plutão
granítico depende do nível de erosão do plutão. A concentração dos metais ocorrendo
nas zonas superiores condiciona o desaparecimento das fases minerais de interesse
econômico quando a erosão atinge um nível profundo, destruindo a cúpula do plutão.
Pegmatítos: A complexidade mineralógica dos pegmatitos, aliados à diversidade
de modos de ocorrência, levou a uma extensa gama de tipos de classificação, Solodov
(1959) dividiu os pegmatítos segundo seus minerais essenciais, em quatro tipos: Tipo I
(pegmatítos a microclínio); Tipo II (pegmatítos a albita-microclínio); Tipo III
(pegmatítos a albita); Tipo IV (pegmatítos a albita-espodumênio).
Os minerais de Li, Be, Sn e Ta ocorrem em posições diferentes dentro dos
corpos pegmatíticos. A mineralização principal é de lítio, representada pelos minerais
84

lepdolita, zonwaldita, ambligonita, espodumênio, petalita, eucriptita e bikitaíta. Os
principais subprodutos são o berílio (Be), a tantalita (Ta), a polucita (Ce), a cassiterita
(Sn) e a microlita (Ta, Nb). Nos granitos alcalinos caracterizados por conterem uma ou
duas micas (leucogranitos), o principal fenômeno associado à mineralização em estanho
é a greisenização.
Os pegmatítos apresentam uma repartição zonal que se manifesta desde a escala
local até a regional ou da província pegmatítica. A variação zonada da mineralização
dos pegmatitos russos notou que aqueles a terras raras, Nb e Ta, Zr, U e Ti são os mais
profundos e centrais dos campos pegmatíticos. Em torno deles, a distância crescente
vem os pegmatítos à mica, depois aqueles a berilo, depois os litiníferos com estanho e,
nas zonas marginais, aqueles a Li, P e Mn. Nas zonas apicais dos plutões, portanto, têm-
se ao mesmo tempo os pegmatítos a Li e Sn e os pneumatólitos a Sn e W, formando
corpos que muitas vezes se superpõem e são dificilmente diferenciáveis.
Cameron (1949), enfocando particularmente a origem dos pegmatitos zonados,
sugere três possibilidades de origem: a) Desenvolvimento por cristalização fracionada,
in situ, de um magma pegmatítico; b) Desenvolvimento por deposição sucessiva, em um
sistema aberto; c) Desenvolvimento em dois estágios: 1) Estagio magmático ou
epimagmático e 2) Estágio hidrotermal, ou pneumatolítico-hidrotermal. A repetição
deste mecanismo causaria a formação de zonas diferentes.
6.4 CONCENTRAÇÕES PLUTOGÊNICAS PERIFÉRICAS RELACIONADAS
AO METAMORFISMO E/OU METASSOMATISMO TÉRMICO
Este grupo de jazidas associa-se às rochas carbonatadas transformadas
metamorficamente e/ou metassomaticamente. Formam-se sob as mais abrangentes
condições de temperatura e as importâncias relativas das ações metamórficas e
metassomáticas envolvidas nas suas gêneses ainda não foram definidas com precisão.
As principais características deste grupo de jazidas são: a) Associarem-se diretamente a
rochas carbonáticas transformadas por ações termo-metassomáticas; e b) A energia
térmica motora do sistema genético destas jazidas provém de intrusões graníticas.
Existem evidências de que as mineralizações relacionadas aos escarnitos provêm
ora dos plutões graníticos associados, ora dos sedimentos, neste caso com remobilização
85

e concentração proporcionadas pela intrusão granítica, ora de ambas as fontes. Do ponto
de vista tanto da produção econômica como do interesse científico, estes depósitos
identificam-se por conterem sobretudo Fe, W, Cu, Pb-Zn, Mo e Sn. Cada tipo tem um
ambiente tectônico, uma mineralogia e uma associação ígnea própria. Em sua maioria,
os depósitos escarníticos são de idades mesozóica ou mais recentes. Os poucos
depósitos importantes do Paleozóico são mineralizados em W e Sn, e constituem um
grupo por terem em comum a origem em ambientes relativamente profundos.
A fase inicial de formação de um deposito escarnítico dá-se pela intrusão de um
corpo magmático até níveis superiores da crosta. A elevação da temperatura nas
encaixantes da massa ígnea causa o aparecimento de uma auréola zonada de
cornubianitos a partir de margas, calcários, folhelhos ou dolomitos (Figura 41).
Figura 41 – Modelo metalogênetico para
mineralizações associadas a rochas carbonatadas.
(extraído de Biond, 1986).
86

CAPITULO VII - POTENCIALIDADES METALOGÊNETICAS
DOS GRANITÓIDES
Estabelecer o potencial metalogenético de uma rocha representa um passo
fundamental para a avaliação e prospecção de minerais e/ou substâncias específicas
propícias para a investigação em determinada área ou região.
Para determinar o potencial metalogénetico se faz necessário a utilização de
várias ferramentas, que por associações darão diagnósticos favoráveis ou não a área, são
elas: mapeamento geológico, geotectônica, geoquímica, geofísica e outros.
Ao longo desta pesquisa estas ferramentas foram abordadas, estabelecendo
diagnósticos separadamente por métodos, referentes ao Granitóide de Miguel Calmon
(GMC) e ao Granitóide de Mirangaba (GMR).
Neste capítulo estes diagnósticos serão agrupados e assim discutidos a
potencialidade metalogenética dos granitóides.
7.1. POTENCIALIDADE METALOGENÉTICA DO GRANITÓIDE DE
MIGUEL CALMON
7.1.1. Indicadores Geotectônicos
Caracterizar o ambiente geotectônico em que os granitóides em estudo foram
formados, assim como o tipo de granitogênese é de fundamental importância para
estabelecer modelos metalogenéticos para a área. Contudo apenas um ambiente e uma
87

granitogênese favoráveis não são certeza da presença de depósitos minerais, pois numa
região podem ocorrer granitos mineralizados junto à estéreis, ambos pertencentes à
mesma granitogênese, outro fator é que algumas vezes, com a quebra de paradigmas,
encontramos depósitos minerais em regiões não propícias pelos modelos atuais.
Estabeleceu no capitulo IV, o ambiente geotectônico de formação e o tipo de
granitogênese, estabelecendo assim um modelo metalogenético para o GMC. Através
dos gráficos discriminantes (Figura 26) classificou-se o GMC como um granito de
ambiente geotectônico pós-orogênicos. Quanto à natureza desse granito podemos
concluir que são granitos tipo I, derivados da fusão parcial de rochas ígneas,
pertencentes à série cálcio-alcalinas, ricas em Na.
A perspectiva de especialização metalogenético para o GMC, classificados como
granitos tipo I, segundo Chappel e White (1974), em geral estão associados aos
depósitos de Cu+Au, de Cu e de Cu+Mo, relacionadas aos granitos da série calco-
alcalinas, em ambientes orogênicos.
7.1.2. Indicadores Petrográficos
A analise petrográfia cumpre um importante papel no estudo da potencialidade
metalogenética de uma rocha ou área, pois através da análise microscópica podemos
identificar a mineralogia (paragênese), texturas, estruturas e alterações hidrotermais
(saussurritização, sericitização e outros). As alterações hidrotermais que se
desenvolvem nos estágios tardi a pós-magmaticos, tem um papel essencial da formação
das mineralizações (Robb, 2005). Logo, a presença dessas mineralizações mostram
indicadores petrográficos que atestam a atuação de fluídos hidrotermais, que muitas
vezes são responsáveis por concentrar as mineralizações. Temos como exemplo,
depósitos de estanho primário associados a granitos de duas-micas ocorrem em fraturas
de duas fácies intrusivas com presença de cassiterita, wolframita, clorita, hematita e
quartzo (Pijpekamp, 1982).
O GMC é constituído essencialmente por plagioclásio, k-feldspato (microclina),
quartzo, biotita, moscovita, clorita e minerais opacos (ilmenita e/ou magnetita),
apresentando também como minerais traços epidoto, sericita, zircão e esfeno. Foram
identificados varias associações importantes, tais como: biotita associada à moscovita
88

caracterizando um granito a duas-micas; biotita associada à clorita indicando o processo
de cloritização; biotita e clorita associadas a minerais opacos, apresentando a textura de
exsolução; plagioclásio associado à microclina (vice-versa) constituindo como
indicadores de feldspatização potássica e feldspatização sódica.
A presença de alterações hidrotermais, como já foi mencionada acima, é de
suma importância para identificação da presença de fluidos hidrotermais. O granitóide
de Miguel Calmon mostra-se fortemente sericitizado (apresenta uma “mancha” cinza
devido à presença de sericita) e saussuritizado (aspecto brilhante em nicóis cruzados,
isto devido à presença de minerais como o epidoto). A textura mimerquítica também se
faz presente em algumas lâminas analisadas. Outro processo presente na rocha em
lamina é a oxidação, presentes principalmente na biotita.
7.1.3. Indicadores Geoquímicos
Granitos mineralizados, segundo Srivastava & Sinha (1997), encontram-se
enriquecidos em SiO2, alcalinos e depletados em CaO, FeO, TiO e MgO, mostram-se
também enriquecidos em Rb, Li, Sn, Nb, B e depletados de de Ba e Sr, e apresentam
alto grau de diferenciação.
As concentrações de valores mais elevados para as razões de Rb/Sr, Li/K, Ba/Sr
e valores baixos nas razões de K/Rb, Ba/Rb e Mg/Li, são utilizados para discriminar
comparativamente granitos mineralizados dos granitos estéreis.
Srivastava & Sinha (1997) propôs uma equação chamada de Índice de
Caracterização Geoquímica (GCI), baseado nas concentrações de alguns elementos
químicos como K, Mg, Rb, Sr, Ba e Li. Através desta equação os autores determinaram
que granitos mineralizados, particularmente em wolframio, mostram valores de GCI
mais altos que granitos estéreis.
GCI = log10 __(Rb³ x Li x 10 4 )__
(Mg x K x Ba x Sr)
O GMC é uma rocha supersaturada em sílica, com um leve enriquecimento em
K2O e depletados em Na2O, CaO, FeO, TiO2 e MgO (Figura 6), levemente enriquecidos
em Rb e Ba, e depledados em Li, Nb e Sr (Figura 42), são classificados como
89

granodioritos, dioritos a granitos anômalos (Figura 13), com tendência para uma rocha
mais sódica. O GMC apresentou valores baixos para as razões Rb/Sr, Li/K, Ba/Sr e
valores altos para as razões K/Rb, Ba/Rb e Mg/Li (Tabela 14 ). Os resultados acima
citados revelam baixo potencial metalogenético.
Rb/Sr 0,40 0,11 0,14 0,11 0,15 0,21 0,38 0,46 0,16
Li/K 5,7x 10 -5 0,002471 0,000463 0,000456 0,001051 0,000403 0,000267 0,000477 0,000443
Ba/Sr 1,88 0,20 1,14 0,94 1,09 0,85 1,43 0,96 1,09
K/Rb 583,56 234,26 438,64 482,81 388,67 337,65 266,22 312,34 451,94
Ba/Rb 4,73 1,84 8,37 8,91 7,36 4,10 3,73 2,08 6,96
Mg/Li 5,17 2,10 2,68 3,20 1,15 4,96 3,65 4,03 2,07
Tabela 14 – Valores encontrados no GMC para as razões Rb/Sr, Li/K, Ba/Sr, K/Rb, Ba/Rb e Mg/Li.
Figura 42 – Diagramas elementos
traços vs SiO2. GMR.
O diagrama ternário de Juniper & Kleeman (1979) mostra que as amostras
concentraram-se no campo que apresentam altos teores de SiO2, baixos valores de
Al2O3, Na2O e K2O, e teores próximos a nulos de CaO, MgO e MnO (Figura 43).
Amostras lançadas no diagrama ACF (Barth, 1962), observa-se que ocorre no GMC um
enriquecimento de álcalis e empobrecimento de CaO, FeO, MgO e MnO (Figura 44).
90

Analisando os resultados e comparando com os parâmetros estabelecidos por
Srivastava & Sinha (1997), interpreta-se que o GMC apresenta baixo potencial
metalogênetico.
CaO+MgO+MnO
SiO2 Al2O3+Na2O+K2O
Figura 43 – Diagrama ternário de
Juniper e Kleeman, 1979. No diagrama
amostras do GMC.
7.1.3. Indicadores Geofísicos
A geofísica torna-se indispensável no estudo da potencialidade metalogenética
de uma área, principalmente por ser um método capaz de extrair dados indiretos abaixo
da superfície, fator importante principalmente quando o corpo esta encoberto por
coberturas. A análise agrupada dos mapas geofísicos do GMC indicam que a área
central do corpo apresenta melhor potencial metalogenético (Figura 24 a 29), áreas com
fracas anomalias magnéticas e fortes anomalias radiométricas tornam-se bastante
interessantes para elementos incompatíveis.
Interpretou-se através desses mapas que o GMC classifica-se mais próximos a
granitos normais, o que indica um baixo potencial metalogenético.
7.2. POTENCIALIDADE METALOGENÉTICA DO GRANITÓIDE DE
MIRANGABA
7.2.1. Indicadores Geotectônicos
Na2O+K2O FeO+MnO+MgO
Como foi mencionado no capitulo IV, classificou-se o GMR como granitos tipo
S de ambiente geotectônico pós-orogênicos (Figura 26), derivados da fusão parcial da
crosta (rochas sedimentares) e pertencentes à série cálcio-alcalinas de alto potássio.
CaO
Figura 44 – Diagrama ternário ACF de
Barth, 1962 No diagrama amostras do
GMC.
91

O GMR de natureza granítica tipo S favorece, segundo Chappel e White (1974),
a formação de depósitos de Sn, W e Mo, portanto sugere-se ao GMR esta especialização
metalogenético.
7.2.2. Indicadores Petrográficos
O GMR apresenta uma composição mineralógica semelhante ao GMC, é
constituído essencialmente por plagioclásio, K-feldspato (microclina), quartzo, biotita,
moscovita, clorita e minerais opacos (ilmenita e/ou magnetita), apresentando também
como minerais traços epidoto, sericita, zircão e esfeno. Foram identificadas várias
associações importantes, tais como: biotita associada à moscovita caracterizando um
granito a duas-micas; biotita associada à clorita indicando o processo de cloritização;
biotita e clorita associadas a minerais opacos, apresentando a textura de exsolução;
plagioclásio associado à microclina (vice-versa) constituindo como indicadores de
feldspatização potássica e feldspatização sódica.
O GMR mostra-se fortemente sericitizado (apresenta uma “mancha” cinza
devido à presença de sericita) e fracamente saussuritizado (aspecto brilhante em nicóis
cruzados, isto devido à presença de minerais como o epidoto). Observa-se a textura
mimerquítica, assim como a oxidação principalmente na biotita.
7.2.2. Indicadores Geoquímicos
A analise geoquímica do GMR, mostra ser esta uma rocha supersaturada em
sílica, com um leve enriquecimento de Na2O e com um leve empobrecimento em K2O e
Al2O3 (Figura 17), levemente enriquecidos em Li e Nb e depledados em Rb, Sr e Ba
(Figura 45), este é classificado no diagrama ternário de El Bouseily & Sokkary (1975)
como granitos fracamente a moderadamente diferenciados (Figura 24) tendendo para
uma rocha mais potássica. O GMR apresentou valores baixos para as razões Rb/Sr,
Li/K, Ba/Sr, Mg/Li, Ba/Rb, e valores altos para as razões K/Rb (Tabela 15). Os
resultados acima revelaram bom potencial metalogenético.
Rb/Sr 0,16 0,50 0,08 4,32 3,51 3,33 7,37 1,93 0,66 3,59
Li/K 0,00502 0,00458 0,00210 0,00142 0,00110 0,00115 0,00193 0,00608 0,00023 0,00115
Ba/Sr 0,66 1,70 0,83 2,93 2,55 2,83 1,37 6,27 2,86 2,48
K/Rb 342,38 219,80 439,46 96,08 124,53 125,07 91,14 109,56 360,89 107,77
Ba/Rb 4,15 3,39 10,58 0,68 0,73 0,85 0,19 3,25 4,30 0,69
Mg/Li 0,39 0,27 0,26 0,25 0,43 0,41 0,06 0,03 2,04 0,32
Tabela 15 – Valores encontrados no GMR para as razões Rb/Sr, Li/K, Ba/Sr, K/Rb, Ba/Rb e Mg/Li.
92

GMR apresenta altos teores de SiO2, baixos teores de Al2O3, Na2O e K2O, e teores
próximos a nulos de CaO, MgO e MnO, dados plotados no diagrama ternário de Juniper
& Kleeman, 1979, (Figura 46). No diagrama ACF (Barth, 1962), obtemos para o GMR
um enriquecimanto em álcalis e empobrecimento de CaO, FeO, MgO e MnO (Figura
47).
Analisando os resultados e comparando com os parâmetros estabelecidos por
Srivastava & Sinha (1997), interpreta-se que o GMR apresenta bom potencial
metalogenético.
Figura 45 – Diagramas elementos
traços vs SiO2. GMR.
O
93

7.2.3. Indicadores Geofísicos
A integração dos mapas geofísicos mostraram que a área central do GMR é a
área de melhor potencial metalogenético, pois são áreas onde apresentaram anomalias
metalogenéticas de moderadas a fracas, típica de fácies mais diferenciadas (Figura 30 a
35). Uma segunda área alvo seria ao norte da área, pois também ocorrem anomalias
magnéticas fracas e anomalias radiométricas fortes. Interpretou-se através desses mapas
que o GMR é bastante diferenciado, o que indica um bom potencial metalogenético.
7.3. POTENCIALIDADE DO GMC E GMR, ESPECIALMENTE PARA
WOLFRÂMIO, SEGUNDO A EQUAÇÃO GCI.
Estudos realizados em diversos granitos mineralizados e estéreis de diversas
partes do mundo, os autores concluíram que granitos estéreis têm GCI negativo e os
com potencial metalogênetico GCI positivo (Figura 48).
Dados do GMC ao serem calculados pela equação GCI, mostrou em média
valores negativos, sendo que duas amostras deram positivos (PG-43A – 0,087, PG-51 –
0,022 e PG-52 – 0,240), concluindo então que o GMC não apresenta potencial
metalogenético, ou seja, situam-se no campo dos granitos estéreis para mineralizações
de wolfrâmio (Figura 49).
Dados do GMR ao serem calculados pela equação GCI mostraram valores
positivos, com exceção de apenas uma das amostras (PG-58C). Baseado nos resultados
obtidos pelos autores e ao compararmos com os resultados do GMR atribui-se um bom
potencial metalogenético ao GMR, especialmente para wolframio (Figura 46).
Figura 48 - Índice de Caracterização Geoquímica
para granitos mineralizados e granitos esteries da
Índia e do Mundo (Srivastava & Sinhá, 1997).
Figura 49 – Índice de Caracterização Geoquímica (GCI).
Analise comparativa entre o GMC e o GMR.
94

CAPITULO VIII - CONCLUSÃO
O estudo dos granitóides de Miguel Calmon (GMC) e Mirangaba (GMR) de
idade paleoproterozóica, permitiu a integração dados geológicos, geoquímicos,
petrográficos e geofísicos, possibilitando a formulação de hipóteses quanto ao ambiente
geotectônico e a natureza desses granitóides. Os dados desse estudo nem sempre são
concordantes e conclusivos, no entanto, forneceram informações suficientes para um
enquadramento geotectônico e avaliação do potencial metalogenético desses
granitóides.
Trata-se de corpos petrograficamente homogêneos, constituídos principalmente
por biotita monzogranitos porfirítico a biotita granodioritos porfirítico, estes intrusivos
no Complexo Mairi. São constituídos predominantemente por plagioclásio, quartzo, k-
feldspato (microclina), biotita, moscovita e minerais opacos. Ocorrem como minerais
traços a sericita, epidoto, zircão, clorita e titanita.
Os processos hidrotermais estão registrados nos granitóides, como mostraram os
estudos petrográficos, sendo que o GMC encontra-se bastante sericitizado e
saussuritizado, enquanto que o GMR encontra-se fracamente a moderadamente
sericitizado e saussuritizado. Em ambos os corpos a textura mimerquítica está presente,
além da textura porfirítica, marcada por porfiroclastos de plagioclásio, quartzo e
microclina, estes também sendo os principais constituintes da matriz.
95

São granitóides pôs-orogênicos, formados por fusão crustal, como mostrados nos
padrões geoquímicos, sendo o GMC do tipo I e o GMR do tipo S. O granitóide de
Miguel Calmon geoquimicamente se assemelha a granitos do tipo I, mas
petrograficamente aos granitos do tipo S. São supersaturados em sílica; levemente
peraluminosos; do tipo subsolvus; da série cálcio-alcalina. O GMC apresenta caráter
sódico enquanto o GMR apresenta caráter potássico.
As características geoquímicas do GMC o colocam como granodioritos a granito
anômalo, classificando-o como de baixo potencial metalogenético. Quanto ao GMR este
se coloca bem próximo a granitos fortemente diferenciados, classificando-o como
granitos de bom potencial metalogenético, resultado comprovado pelo valor positivo de
GCI (Índice de Caracterização Geoquímica), especialmente para wolframio. A tabela 16
apresenta uma comparação entre os granitóides referentes aos parâmetros e indicadores
de potencial metalogenético.
A geofísica revelou ser o GMC mais rico em minerais magnéticos (ilmenita e/ou
magnetita), fato este comprovado na petrografia, portanto menos diferenciado, enquanto
o GMR apresenta-se mais ricos em elementos incompatíveis (U e Th), além de um leve
enriquecimento de K, caracterizando-o como granito fortemente diferenciado.
Alguns fatores são indicadores desfavoráveis quanto a presença de
mineralizações importantes nos granitóides em estudos, são eles:
A presença de minerais acessórios tais como: ilmenita, magnetita, zircão,
seqüestradores de metais na fase magmática precoce. No GMC estes minerais são mais
abundantes que no GMR, sendo que neste último a presença desses minerais é escasso
ou ausente.
A textura porfirítica dos granitóides sugere que a separação da fase fluida
ocorreu precocemente, quando o corpo ainda não havia atingido um alto grau de
cristalização. Nesta condição, os fluidos são diluídos e, em pequenas quantidades, não
são capazes de gerar mineralizações, mas tão somente alterações metassomáticas
incipientes, como as constatadas nas lâminas dos granitóides.
A grande área de exposição de rochas graníticas, afetadas pelo processo de
microclinitização precoce (feldspatização potássica), como é o caso de ambos os
96

granitóides, permite supor que as porções apicais, que são regiões preferenciais para a
acumulação de metais, já foram erodidas.
Parâmetros / Características Granitóide de Miguel Calmon Granitóide de Mirangaba
Grau de Diferenciação Baixo Médio a Alto
Alterações Hidrotermais
Altamente sericitizado e
sausuritizado
Moderadamente sericitizado e
fracamente sausuritizado
Anomalias Geofísicas
Baixas anomalias radiometricas e
moderada a altas anomalias
magnéticas.
Altas anomalias radiometricas e
baixas anomalias magnéticas.
Relação K/Na > 1 > 1
Índice GCI - 0,41 2,26
W = 27
W = 32,1
(*) Concentrações Média de
Elementos (W, Mo, Nb, Li, F)
Mo = 2,4
Nb = 8,7
Li = 15,3
Mo = 2,51
Nb = 12,9
Li = 73,42
F = 323
F = 411,9
Tabela 16 – Comparação através de parâmetros/indicadores de potencial metalogenéticos entre o GMC e
o GMR. (*) Valores médios encontrados em ppm.
Vários parâmetros indicam que o GMR apresenta melhor potencial
metalogenético em relação ao GMC, tais como: maior grau de diferenciação, altas
anomalias radiométricas associadas a baixas anomalias magnéticas, GCI positivo, leve
enriquecimento de W, Mo e Nb, e forte enriquecimento em Li, assim como o F que faz
parte dos fluidos mineralizantes nos sistemas mineralizantes tardi a pós-magmáticos
(Tabela 16).
Sugere-se para trabalhos posteriores a aquisição para analises petrográficas e
geoquímicas de um maior número de amostras, principalmente próximo ao contato
entre os granitóides e as rochas adjacentes. Outro fator importante para averiguar é o
nível de erosão desses granitos já que os depósitos minerais associados são, geralmente,
formados nas zonas apicais sendo, assim, as primeiras partes expostas a erosão em
superfície. Sugere-se também a utilização da geoquímica de sedimentos em drenagens
escavadas nos granitóides, por estas serem responsáveis principalmente pelo transporte
de produtos erodidos dos granitóides. Fazem-se necessárias análises isotópicas,
particularmente para determinar as razões iniciais Sr 87 /Sr 86 , que podem esclarecer a
natureza e a fonte destes granitóides. Por fim sugere-se estudos prioritários para o
Granitóide de Mirangaba por este apresentar melhores resultados referentes ao potencial
metalogenético.
97

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