UNIVERSIDADE ESTADUAL PAULISTA Instituto de Geociências e Ciências Exatas Campus de Rio Claro ILIO RODARTE FARIA JÚNIOR PROSPECÇÃO MINERAL DE ALVOS POTENCIAIS À OCORRÊNCIA DE ENRIQUECIMENTO SUPERGÊNICO DE NÍQUEL NO GREENSTONE BELT DO MORRO DO FERRO Orientador: George Luiz Luvizotto Rio Claro-SP 2015 Dissertação de Mestrado apresentado ao Instituto de Geociências e Ciências Exatas do Câmpus de Rio Claro, da Universidade Estadual Paulista Júlio de Mesquita Filho, como parte dos requisitos para obtenção do título de Mestre junto ao Programa de Pós- Graduação em Geociências e Meio Ambiente. ILIO RODARTE FARIA JÚNIOR PROSPECÇÃO MINERAL DE ALVOS POTENCIAIS À OCORRÊNCIA DE ENRIQUECIMENTO SUPERGÊNICO DE NÍQUEL NO GREENSTONE BELT DO MORRO DO FERRO Comissão Examinadora Prof. Dr. George Luiz Luvizotto (Orientador) Prof. Dr. Antenor Zanardo Dr. Tiago da Rocha Karniol Aprovado pela comissão examinadora em 17 de abril de 2015. AGRADECIMENTOS A todos que, das mais diversas formas, contribuíram com ensinamentos, lições, correções, discussões, auxílio em análises, tempo (nem sempre livre), amizade e companheirismo, paciência, incentivo, dentre outras formas de colaboração, gostaria de dizer que têm meu profundo apreço e agradecimento. Por todo auxílio e colaboração, agradeço aos professores Antenor Zanardo, George Luiz Luvizotto, Sebastião Gomes de Carvalho e Norberto Morales. Agradeço à CNPq pelo apoio financeiro para realização do trabalho. “A viagem não acaba nunca. Só os viajantes acabam. E mesmo estes podem prolongar-se em memória, em lembrança, em narrativa. Quando o visitante sentou na areia da praia e disse: “Não há mais o que ver”, saiba que não era assim. O fim de uma viagem é apenas o começo de outra. É preciso ver o que não foi visto, ver outra vez o que se viu já, ver na primavera o que se vira no verão, ver de dia o que se viu de noite, com o sol onde primeiramente a chuva caía, ver a seara verde, o fruto maduro, a pedra que mudou de lugar, a sombra que aqui não estava. É preciso voltar aos passos que foram dados, para repetir e para traçar caminhos novos ao lado deles. É preciso recomeçar a viagem. Sempre.” José Saramago (Acredito que a prospecção mineral não seja diferente). RESUMO Na porção sudoeste do estado de Minas Gerais, na zona limítrofe entre o Cráton São Francisco e a Faixa de Dobramentos Brasília, ocorrem rochas metamáficas- ultramáficas pertencentes ao Greenstone Belt do Morro do Ferro (GBMF). Destaca- se ainda produtos de processos lateríticos em ao menos dois níveis topográficos distintos. Litotipos ultramáficos, serpentinizados ou cloritizados, como aqueles observados no GBMF, são os protólitos mais promissores para gerarem expressivas concentrações supergênicas de níquel quando submetidos a processos lateríticos. Esse fato se deve a capacidade de minerais como a olivina e o piroxênio de alojarem níquel em seu retículo cristalino somado à susceptibilidade desses minerais ao intemperismo, sucedido da distribuição dos elementos químicos presentes na rocha de acordo com suas respectivas características geoquímicas, resultando em fácies sub-horizontais. O presente trabalho fez uso das características resultantes do zoneamento químico e mineralógico para identificação de alvos potenciais à presença dessas concentrações supergênicas de níquel. Para isso, fez-se uso de mapas geológico e estruturais que abrangem o domínio máfico-ultramáfico e de mapa de zoneamento geomorfológico. A esses se somaram o uso de modelos digitas de elevação e declividade do terreno, obtidos a partir de imagens de satélite SRTM, e composições temáticas de imagens de satélite Landsat 7. As composições temáticas foram utilizadas buscando delimitar o zoneamento químico-mineralógico, com base na reflectância de minerais específicos, já que os produtos dos processos lateríticos podem ser expostos por ação de processos erosivos posteriores. A aplicação de técnicas de sensoriamento remoto permitiu a identificação e individualização de diferentes fácies, condizentes com o zoneamento mineralógico de um perfil laterítico desenvolvido em ambiente tropical a subtropical, em áreas com presença de rochas metamáficas-ultramáficas. Com base na distribuição das diferentes zonas delimitadas, foram realizados trabalhos de campo para validar o que foi apontado como ocorrências de concentrações supergênicas de níquel. Observações de campo confirmaram a existência de horizonte plintificado, de coloração esverdeada, desenvolvido em xistos ultramáficos, cujas análises químicas e mineralógicas sustentaram a evidência de existência de enriquecimento supergênico de níquel, atingindo um ápice de concentração de 350% em relação ao protólito. Palavras-chave: Sensoriamento remoto. Níquel laterítico. Fácies de intemperismo. Landsat. Geomorfologia. ABSTRACT Metamafic-ultramafic rocks from Morro do Ferro Greeenstone Belt occur in the southeastern Minas Gerais State, Brazil, between the southwestern border of São Francisco Craton and the Brasília Fold and Thrust Belt. Serpentinized or chloritized ultramafic rocks, as described in Morro do Ferro Greeenstone, have great potential to produce expressive supergenic nickel concentrations under lateritization processes. The enrichment occurs because minerals like olivine and pyroxene have a high capability to incorporate nickel in their crystal structure and have a high weathering susceptibility. Since elements have specific geochemical behavior, the lateritization process leads to the formation of sub-horizontal facies, or zones, with distinct concentrations of major and trace elements. In this work, these characteristics, i.e., chemical and mineralogical zoning, are used to identify potential nickel-bearing supergenic concentrations. Geological, geomorphological, remote sensing (SRTM elevation data and Landsat 7 band compositions) data are used to define spatial distribution of horizontal lateritic facies that are exposed by erosive processes. Mineral spectra information and remote sensing techniques allowed identification of five different lateritic facies. Results are in accordance with mineralogical zoning observed in lateritic profiles developed on mafic-ultramafic rocks under tropical to subtropical conditions. Field observation confirm the occurrence of greenish mottled horizons, formed from the weathering of ultramafic schists. Chemical and mineralogical analyses of these horizons show nickel enrichment up to 350% when compared to the parent rock. Keywords: Remote sensing. Lateritic nickel. Weathering facies. Landsat. Geomorphology. Sumário 1. Introdução............................................................................................................ 14 1.1. Localização e vias de acesso. ....................................................................... 14 1.2. Objetivo. ...................................................................................................... 15 1.3. Justificativa. ................................................................................................. 16 2. Materiais e métodos. ........................................................................................... 17 2.1. Fase de investigação indireta. ...................................................................... 17 2.2. Fase de investigação direta. ......................................................................... 20 2.3. Fase de integração de dados. ........................................................................ 21 3. Aspectos fisiográficos. ........................................................................................ 22 4. Aspectos geomorfológicos e solos. ..................................................................... 23 4.1. Planalto da Canastra. .................................................................................... 23 4.2. Bacia do Paraná e Coberturas Sedimentares. ............................................... 25 4.3. Planalto Poços de Caldas-Varginha. ............................................................ 26 5. Contexto geológico regional. .............................................................................. 27 5.1. Contexto geotectônico. ................................................................................ 28 5.2. Unidades litoestratigráficas. ......................................................................... 30 5.2.1. Complexo Barbacena. .............................................................................. 30 5.2.1.1. Greenstone Belt Morro do Ferro (GBMF). .......................................... 31 5.2.2. Diques básicos. ......................................................................................... 35 5.2.3. Grupo Araxá. ............................................................................................ 35 5.2.4. Grupo Bambuí. ......................................................................................... 37 5.2.5. Coberturas cenozóicas. ............................................................................. 38 5.3. Recursos minerais na região. ....................................................................... 38 6. Gênese das concentrações supérgenas de níquel................................................. 39 6.1. Litotipos primários. ...................................................................................... 39 6.2. Serpentinização. ........................................................................................... 40 6.3. Processo de lateritização. ............................................................................. 42 7. Prospecção de alvos potenciais para ocorrência de concentrações supergênicas de níquel. ............................................................................................... 47 7.1. Definição da área de prospecção regional. .................................................. 47 7.2. Definição de alvos potenciais. ..................................................................... 49 7.3. Detalhamento dos alvos selecionados. ......................................................... 51 7.3.1. Modelo de sensoriamento remoto. ........................................................... 51 7.3.2. Sensoriamento remoto aplicado aos alvos detalhados. ............................ 55 8. Geologia local dos alvos selecionados. ............................................................... 57 8.1. Alvo Bom Jesus da Penha (BJP). ................................................................. 60 8.2. Alvo Jacuí (JAC). ........................................................................................ 73 9. Perfil de alteração nos alvos detalhados e a distribuição dos teores de níquel. .. 82 9.1. Horizonte 5. ................................................................................................. 85 9.2. Horizonte 4/Horizonte 3. ............................................................................. 90 9.3. Horizonte 2 .................................................................................................. 96 9.4. Horizonte 1. ............................................................................................... 100 9.5. Fator de enriquecimento no alvo BJP. ....................................................... 101 9.6. Elementos terras raras. ............................................................................... 103 10. Considerações sobre as bases de dados e softwares. ......................................... 106 11. Conclusões. ....................................................................................................... 107 Referências bibliográficas. ....................................................................................... 110 APÊNDICES ............................................................................................................ 123 Índice de Figuras Figura 1 – Mapa de localização regional da área de prospecção e respectivos alvos para detalhamento de campo, sendo I-BJP e II-JAC, respectivamente, alvos Bom Jesus da Penha e Jacuí. Imagem base obtida através do Google Maps (www.googlemaps.com). ............................................................................. 16 Figura 2 – Unidades Geomorfológicas destacadas na porção sudoeste de Minas Gerais e nordeste de São Paulo, sobrepostas ao modelo digital de terreno de satélite SRTM. Adaptado de RADAMBRASIL (1983). ....................................... 24 Figura 3 – Contexto geológico-estrutural da porção sul da Faixa Brasília, destacando a área visada na fase inicial dos estudos. Fonte: Adaptado de Zanardo (2003). ..................................................................................................... 29 Figura 4 – Contexto geológico-estrutural da porção sudoeste de Minas Gerais, destacando a área de estudo para prospecção regional, os alvos de pesquisa e a distribuição das lentes de rochas do Greenstone Belt Morro do Ferro. Fonte: adaptado de Zanardo (2003). ................................................................................. 32 Figura 5 – Zonalidade regional dos mantos de intemperismo observados em seção meriodional. Fonte: adaptado de Smirnov (1982) e Biondi (2003). ............ 43 Figura 6 – Perfil laterítico ideal desenvolvido sobre serpentinitos, resultando em horizontes com concentrações relativas de elementos químicos, de acordo com a mobilidade relativa de cada elemento. Fonte: modificado de Smirnov (1982). . 45 Figura 7 – Resumo da sequência de procedimentos aplicados para a prospecção de alvos potenciais à presença de concentrações supergênicas de níquel e os respectivos resultados de cada fase, indicados pelas cores. ................................... 48 Figura 8 – Mapa com modelo digital de declividade e curvas planialtimétricas, gerados a partir de imagem de satélite SRTM. No mesmo encontra-se a localização dos corpos que compõem o Greenstone Belt Morro do Ferro e os alvos selecionados para detalhamento. .................................................................. 53 Figura 9 – Perfil laterítico com variação mineralógica ao longo dos horizontes. São as siglas: Hem – hematita, Goe – goethita, Kao – caolinita, Qz – sílica (quartzo+calcedônia), Chl – clorita. Fonte: adaptado de Andrews Deller (2006). 54 Figura 10 – Seção geológica ideal de um perfil de níquel laterítico ilustrando todos os possíveis horizontes e a relação desses com os processos erosivos pós- lateríticos. Fonte: adaptado de Marsh et al (2013). ................................................ 55 Figura 11 – Composições de bandas RGB 754 e 742 de imagem de satélite Landsat e modelo digital de declividade do terreno, ambos aplicados para se delimitar possíveis horizontes lateríticos no alvo de pesquisa Bom Jesus da Penha. ..................................................................................................................... 58 Figura 12 – Composições de bandas RGB 754 e 742 de imagem de satélite Landsat e modelo digital de declividade do terreno, ambos aplicados para se delimitar possíveis horizontes lateríticos no alvo de pesquisa Jacuí. .................... 59 Figura 13 – Perspectiva para nordeste, ao fundo tem-se, na região mais alta, o patamar local, limitado pelas meia-encostas convexas, com declividade média. .. 61 Figura 14 – Biotita gnaisse não alterado e com a foliação principal dobrada. Nota-se bandamento composicional centimétrico, com níveis ricos em minerais máficos (cor preta) predominando sobre aqueles de minerais félsicos (cor rósea). Afloramento IRF_MS1_01. ....................................................................... 63 Figura 15 - Gnaisse saprolítico, rico em caulinita, com foliação e bandamento composicional ainda visíveis. Afloramento IRF_MS1_02. ................................... 63 Figura 16 – Gnaisse saprolítico intensamente intemperizado, mostra cor averemelhada, marcada pela presença de argilas e hidróxidos de ferro, e resquícios de caulim, resultante da alteração de feldpatos. Afloramento IRF_MS1_02. ........................................................................................................ 64 Figura 17 – Encontrado em calha de estrada, ocorre clorita-anfibólio xisto com núcleo apresentando baixo grau de intemperismo, de cor verde clara, e aumento gradativo do intemperismo em direção às bordas, onde se torna ocre. Afloramento IRF_MS1_29. ................................................................................... 65 Figura 18 – Amostra de clorita-anfibólio xisto, encontrado aflorando em calha de estrada, exibe cor ocre dado ao intemperismo. Afloramento IRF_MS1_28. ........ 66 Figura 19 – Afloramento de clorita-anfibólio xisto saprolítico. Exibe cor variegada, marcada pelo verde, dado a alteração de serpentinas em argilas, e ocre, devido a hidróxidos de ferro. Notar ainda a foliação ainda bem preservada no saprolito. Afloramento IRF_MS1_08. .............................................................. 67 Figura 20 – Clorita-anfibólio xisto saprolítico, com concreções de hidróxido de ferro preenchendo juntas, de cor preta. Além de argilas de cor verde associadas à plintitas de cor ocre, sendo essas últimas também compostas por hidróxidos de ferro. Afloramento IRF_MS1_08. .................................................................... 68 Figura 21 – Clorita-anfibólio xisto saprolítico, intensamente intemperizado. Mostra cor vermelha com presença de raízes vegetais. Afloramento IRF_MS1_07. ........................................................................................................ 68 Figura 22 – Contato entre clorita-anfibólio xisto saprolítico, em amarelo a esquerda, e veio granítico intemperizado, em tom avermelhado a direita. Notar o contato abrupto entre os dois litotipos. Afloramento IRF_MS1_09. .................. 69 Figura 23 – Quartzito de granulometria média em planta na estrada. Pouco friável, mostra baixo grau de intemperismo. O lápis se posiciona paralelo a juntas dispostas segundo a orientação WNW-ESE. Afloramento IRF_MS1_25. . 70 Figura 24 – Quartzito intemperizado de cor creme a ocre, apresenta contribuição de caulinita, além de presença de raízes vegetais. Afloramento IRF_MS1_13. .... 70 Figura 25 – Latossolo vermelho situado sobre o clorita-anfibólio xisto, sugerindo ter se originado a partir dessa rocha. Afloramento IRF_MS1_12. ........................ 72 Figura 26 – Latossolo amarelo argiloso, situa-se próximo a região de contato entre os xistos ultramáficos e os gnaisses. Não são encontrados resquícios de mineralogia da rocha matriz. Afloramento IRF_MS1_32. .................................... 72 Figura 27 – Depósito coluvionar em meia encosta, encontra-se sobreposto a quartzitos. Os blocos observados no local são de, predominantemente, de quartzito e quartzo em meio a matriz areno-argilosa. Notar ainda que o mesmo já passou por processo de pedogênese. Afloramento IRF_MS1_24. .................... 73 Figura 28 – Seixo de gnaisse encontrado em base de pacote coluvionar, se mostra envolto por filme de goethita, resultando na cor apresentada. Afloramento IRF_MS1_06. ........................................................................................................ 73 Figura 29 – Perspectiva para norte, onde se observa, na região mais alta, o patamar local, evoluindo para encostas convexas, com desnível de até 50 metros e declividade da ordem de 15°. Afloramento IRF_MS1_35...................... 74 Figura 30 – Exposição em calha de estrada, onde se tem gnaisse saprolítico com veio de quartzo, em cor branca, parcialmente preservado. Afloramento IRF_MS1_37. ........................................................................................................ 76 Figura 31 – Vista em planta na estrada, próximo ao martelo tem-se uma profusão de lentes de rocha metamáficas/ultramáficas intemperizadas, resultando em cor ocre. Já abaixo na foto, na porção de cor rósea, encontra-se gnaisse com foliação bem destacada, também intemperizado. Afloramento IRF_MS1_42. ..... 76 Figura 32 – Amostra de clorita-anfibólio xisto com médio grau de intemperismo, feição comum no local, resultando em cor ocre. Apresenta foliação bem destacada, a qual se coloca perpendicular à lapiseira. Afloramento IRF_MS1_49. ........................................................................................................ 78 Figura 33 – Afloramento de tremolitito em região onde se realizou terraplanagem. Notar a ocorrência isolada do corpo ultramáfico em meio à área com solo róseo, resultante do intemperismo de gnaisses. Afloramento IRF_MS1_42. ........................................................................................................ 78 Figura 34 – Detalhe do tremolitito, onde se observa a presença de cristais de tremolita/actinolita com crescimento radial. Afloramento IRF_MS1_42. ............ 78 Figura 35 – Pacote de colúvios posicionados sobre gnaisse saprolítico. O martelo posiciona-se na linha de base, onde se encontram blocos parcialmente arredondados. Acima da linha de seixos tem-se depósito sobreposto por pedogênese, se exibindo hoje como latossolo vermelho argiloso. Afloramento IRF_MS1_34. ........................................................................................................ 80 Figura 36 – Exposição em corte de estrada mostrando pacote de colúvios sobrepostos por pedogênese. A base é marcada por linha de seixos de quartzo, enquanto a porção superior é representada por latossolo amarelo argiloso. Afloramento IRF_MS1_60. ................................................................................... 81 Figura 37 – Perfil de intemperismo identificado no corpo ultramáfico do alvo Bom Jesus da Penha. Nota-se ainda uma breve descrição dos horizontes e os resultados das caracterizações química e mineralógica. Teores em porcentagem são lidos no topo do gráfico, em linhas contínuas, enquanto em ppm são lidos na base, em linhas tracejadas. ................................................................................ 84 Figura 38 – Perfil de intemperismo identificado no alvo Jacuí. Nesse se destaca a presença de gnaisses, não se identificando corpo contínuo e expressivo de rochas ultramáficas. ............................................................................................... 85 Figura 39 – Latossolo vermelho argiloso, sugere ter se desenvolvido in situ, sobre clorita-anfibólio xisto. Afloramento IRF_MS1_12, Alvo Bom Jesus da Penha. .. 86 Figura 40 – Latossolo vermelho argiloso, se desenvolveu sobre depósito colúvio- aluvionar, marcado por linha basal de seixos, encontra-se sotoposto a gnaisses. Afloramento IRF_MS1_42, Alvo Jacuí. ................................................................ 86 Figura 41 – Difratograma de raios X da amostra IRF_MS1_07, alvo BJP, conta com análise química (abreviações: kln – caulinita; Al gt – goethita aluminosa). . 88 Figura 42 – Difratograma de raios X da amostra IRF_MS1_11, alvo BJP, conta com análise química (abreviações: kln – caulinita; hem – hematita; gbs – gibbsita; qtz – quartzo). ......................................................................................... 88 Figura 43 – Difratograma de raios X da amostra IRF_MS1_12, alvo BJP, conta com análise química (abreviações: kln – caulinita; hem – hematita; gbs – gibbsita; qtz – quartzo). ......................................................................................... 88 Figura 44 – Difratograma de raios X da amostra IRF_MS1_30, alvo BJP, conta com análise química (abreviações: kln – caulinita; hem – hematita; gbs – gibbsita; qtz – quartzo; chl – clinocloro). .............................................................. 89 Figura 45 – Difratograma de raios X da amostra IRF_MS1_20, alvo BJP (abreviações: kln – caulinita; hem – hematita; gbs – gibbsita; qtz – quartzo). ...... 89 Figura 46 – Difratograma de raios X da amostra IRF_MS1_55, alvo JAC (abreviações: kln – caulinita; gbs – gibbsita; qtz – quartzo). ................................. 89 Figura 47 – Difratograma de raios X da amostra IRF_MS1_58, alvo JAC, conta com análise química (abreviações: kln – caulinita; hem – hematita; gbs – gibbsita; qtz – quartzo). ......................................................................................... 90 Figura 48 – Difratograma de raios X da amostra IRF_MS1_61, alvo JAC, conta com análise química (abreviações: kln – caulinita; hem – hematita; gbs – gibbsita; qtz – quartzo). ......................................................................................... 90 Figura 49 – Horizonte 4 de intemperismo, desenvolvido sobre clorita-anfibólio xisto, mostra cor verde com plintificado ocre. Afloramento IRF_MS1_08, Alvo Bom Jesus da Penha. .............................................................................................. 92 Figura 50 – Amostra de clorita-anfibólio xisto retirado de veio, com espessura de 0,5 metros, em meio a gnaisses. Apresenta horizonte 4 de intemperismo, com cor ocre e plintificado de cor branca. Esse último sugere ser contribuição de caulim. Afloramento IRF_MS1_08, Alvo Jacuí. ................................................... 92 Figura 51 – Horizonte 4 de intemperismo, se desenvolveu sobre gnaisses, formando bolsões de caulinita, em cor branca, em meio a argilas de cor vermelha. Afloramento IRF_MS1_02, localizado a norte do alvo BJP. ............... 93 Figura 52 – Ilustração horizonte 3 típico nos gnaisses, composto essencialmente por caulim resultante do intemperismo dos minerais félsicos. Apesar disso, se tem em ocre já a contribuição de minerais ferrosos, resultantes da alteração de minerais máficos. Afloramento IRF_MS1_02, localizado a norte do Alvo Bom Jesus da Penha. ...................................................................................................... 94 Figura 53 – Difratograma de raios X da amostra IRF_MS1_08, alvo BJP, conta com análise química (abreviações: kln – caulinita; mnt – montmorilonita; chl – clinocloro). ............................................................................................................. 96 Figura 54 – Difratograma de raios X da amostra IRF_MS1_13, alvo BJP (abreviações: kln – caulinita; qtz – quartzo). ......................................................... 96 Figura 55 – Fotografia ilustrando material interpretado como horizonte 2, mostra xisto ultramáfico parcialmente preservado, com cor ocre, não apresenta contribuição de argilas. Localmente podem ser identificadas juntas, de espessura submilimétrica, preenchidas por calcedônia. Afloramento IRF_MS1_17, Alvo Bom Jesus da Penha. ............................................................. 98 Figura 56 – Difratograma de raios X da amostra IRF_MS1_28, alvo BJP, conta com análise química (abreviações: ncr – nacrita; gbs – gibbsita; qtz – quartzo). 100 Figura 57 – Fator de enriquecimento calculado em relação ao vanádio (V) para os principais elementos no alvo BJP. ....................................................................... 103 Figura 58 – Distribuição dos elementos terras raras ao longo dos horizontes de intemperismo do Alvo Bom Jesus da Penha. Os valores dos horizontes de intemperismo foram normalizados em relação ao clorita-anfibólio xisto não intemperizado, enquanto a rocha não alterada foi normalizada em relação ao condrito ................................................................................................................ 105 Índice de Tabelas Tabela 1 – Silicatos essenciais e o conteúdo em porcentagem de determinados elementos químicos, com destaque para o níquel, que apresenta maiores teores associados a olivina. Adaptado de Lelong et al (1976). ....................................... 40 Tabela 2 – Descrição da mobilidade relativa dos elementos químicos em condições de desenvolvimento do perfil laterítico. Fonte: adaptado de Smirnov (1982) e Robb (2004). ............................................................................................ 44 Tabela 3 – Cores resultantes em cada fácies do perfil laterítico de acordo com a composição RGB de bandas do sensor TM. Fonte: adaptado de Andrews Deller (2006). .................................................................................................................... 54 Tabela 4 - Cores obtidas no presente trabalho com o tratamento de imagens Landsat para as diferentes unidades, determinadas a partir da adaptação da técnica de Andrews Deller (2006). ........................................................................ 57 14 1. Introdução. É reconhecido, já de longa data, que os corpos máficos-ultramáficos (terrenos do tipo greenstone, complexos intrusivos ou ofiólitos) apresentam vocação metalogenética para armazenarem importantes jazidas minerais metálicas. Sabe-se ainda que a superposição de processos geológicos pode ser responsável por promover concentrações minerais a partir do retrabalhamento do conteúdo desses corpos máficos-ultramáficos. No Brasil um tipo propício de processo responsável pelo enriquecimento de determinados elementos químicos, como o caso do níquel, são os eventos lateríticos que atuam nestes corpos máficos-ultramáficos. Esses eventos são resultantes de intenso processo de alteração química e física dessas rochas em ambiente de clima tropical a subtropical, com pluviosidade superior a 1000mm anuais e duas estações climáticas bem definidas. Esses eventos, que se desenvolveram no período pós- cretáceo em boa parte da plataforma continental brasileira (RETALLACK, 2010), foram responsáveis pela geração de grandes depósitos de níquel laterítico, a exemplo de Barro Alto e Niquelândia (GO), Onça-Puma (PA) e o Morro do Níquel (MG). De acordo com Dalvi et al (2004), 70% da produção mundial de níquel provem de depósitos lateríticos, inclusos os tipos óxido e silicáticos, enquanto os demais 30% são associados a depósitos sulfetados. Apesar disso, apenas 40% da produção mundial de níquel se associam aos depósitos lateríticos (DALVI et al, 2004). O níquel é um metal que reflete os avanços tecnológicos dos séculos 20 e 21, sendo que atualmente 65% da produção mundial é utilizada em aços inoxidáveis. O restante é empregado em superligas de níquel, outras ligas metálicas, baterias recarregáveis, reações de catálise, cunhagem de moedas, revestimentos metálicos e fundição. 1.1. Localização e vias de acesso. A área selecionada para prospecção regional se situa na porção sudoeste do estado de Minas Gerais, sobrepondo parte do mosaico das Cartas Topográficas São Sebastião do Paraíso (SF-23-V-A-VI-3), Fortaleza de Minas (SF-23-V-A-VI-4), Monte Santo de Minas (SF-23-V-C-III-1) e Jacuí (SF-23-V-C-III-2), em escala de 1:50.000. Essa área encontra-se nas imediações de cidades como Pratápolis, Itaú de Minas, Passos, Alpinópolis, Fortaleza de Minas, Bom Jesus da Penha e Jacuí, onde 15 região a via de acesso de referência é a rodovia MG-050. O presente trabalho se iniciou com uma área de prospecção regional, a partir da qual se definiram dois alvos para visita de campo. Assim, por questão de foco, serão aqui descritos as vias de acesso para esses locais visitados, denominados alvos Jacuí e Bom Jesus da Penha (Figura 1). Partindo de Rio Claro (SP) o acesso ao alvo Jacuí, que abrange cidade homonímia, é feito pela Rodovia SP-191 da cidade de origem até Araras, de onde se ruma para Pirassununga pela Rodovia Anhanguera (SP-330), dessa cidade toma-se a BR-369 até a cidade de Casa Branca (SP), onde se acessa a BR-491 até a cidade de São Sebastião do Paraíso (MG), desse ponto segue-se pela BR-265 até a cidade de Jacuí. Esse percurso é feito totalmente por vias asfaltadas, somando 270km. A partir de Jacuí. Dessa última, o acesso a cidade de Bom Jesus da Penha é feito seguindo a BR-265, em direção oposta à cidade de São Sebastião do Paraíso, em via predominantemente asfaltada, com pequenas passagens em via de leito natural, sendo o trajeto de 30km. O alvo Bom Jesus da Penha é cortado pela BR-265, distando 6km da cidade homonímia, seguindo em direção à cidade de Alpinópolis (MG). Partindo de Belo Horizonte, o acesso ao alvo Bom Jesus da Penha é feito pela Rodovia MG-050, desde sua origem até próximo à cidade de São José da Barra (MG), já nas imediações da cidade de Passos, a partir desse local se toma a Rodovia MG-446, rumando ao sul de Minas Gerais, até a cidade de Alpinópolis, até onde as vias são asfaltadas e a distância é de 341km. A partir dessa cidade toma-se a Rodovia BR-265 rumo a Bom Jesus da Penha, em via com intercalação de trechos em leito natural e asfaltada, atingindo-se o alvo de pesquisa aproximadamente 22km após Alpinópolis. Daí, o acesso ao alvo Jacuí se faz prosseguindo na BR-265 em direção à cidade homonímia, prosseguindo aproximadamente 10km. 1.2. Objetivo. O presente trabalho tem por objetivo a realização de processo de prospecção mineral de ocorrências de concentração supergênica de níquel com base em técnicas de sensoriamento remoto, seguido de validação do potencial dessas áreas através de trabalhos de campo e análises químicas e mineralógicas. Cabe destacar que, como um dos propósitos, se buscou técnicas de sensoriamento remoto que se baseassem estritamente no uso de bancos de dados de acesso público. 16 Figura 1 – Mapa de localização regional da área de prospecção e respectivos alvos para detalhamento de campo, sendo I-BJP e II-JAC, respectivamente, alvos Bom Jesus da Penha e Jacuí. Imagem base obtida através do Google Maps (www.googlemaps.com). 1.3. Justificativa. O níquel é um metal altamente relevante nos padrões atuais de vida, uma vez que, dado suas qualidades, possui amplo emprego nos setores de produtos de bens de consumo duráveis, industrial, militar, transporte, aeroespacial, marítimo e de construção civil. Ainda pode ser aplicado no processo de niquelagem, utilizado em utensílios domésticos, e na produção de baterias, além de inúmeros outros artigos do dia-a-dia. Localizada no sudoeste do estado de Minas Gerais, a sequência metavulcanossedimentar do Morro do Ferro, estudada neste trabalho, hospeda a jazida polimetálica (Ni-Cu-Co Au e platinóides) sulfetada da Serra da Fortaleza, a primeira do tipo descrita no Brasil. Enquanto isso, desde a década de 1960 existe nessa região um processo de mineração voltado para produção de liga ferroníquel, tendo como fonte o corpo serpentinítico lateritizado conhecido como Morro do Níquel. Apesar do potencial geológico dessa sequência metavulcanossedimentar para abrigar concentrações metálicas supergênicas, traduzido pela jazida de níquel laterítico supracitada, essa ainda é a única desse modelo descrita na região. Assim, a 17 escolha da área se justifica pelo fato de que não constam na literatura geológica considerações a respeito de possíveis outras ocorrências de enriquecimento supergênico de níquel associado a essa sequência metavulcanossedimentar. O presente trabalho também se justifica pela aplicação de um método de sensoriamento remoto ainda não utilizado nas condições de relevo e coberturas vegetais e de solo do Brasil. Assim, espera-se verificar se o método apresenta respostas condizentes ao seu propósito. 2. Materiais e métodos. Para atender o objetivo proposto o trabalho foi aqui subdividido em três fases para melhor elucidação. Os materiais utilizados e a indicação dos métodos em cada uma dessas serão descritos na sequência. A técnica de sensoriamento remoto, com o tratamento e interpretação de dados, será mais bem descrita no Capítulo 7 de processo de prospecção. Concomitante a todas as fases, foram realizadas as pesquisas bibliográficas, buscando consultar teses, dissertações e artigos científicos que tratam: aspectos geológicos da região em estudo; mapas geológicos em escalas regionais e locais; gênese da mineralização de níquel laterítico; e busca de ferramentas prospectivas a partir de sensoriamento remoto. Assim como o levantamento bibliográfico para as condições locais, também foram feitos levantamentos de outras ocorrências de jazidas de níquel laterítico no mundo, suas características e processos prospectivos, tendo em vista um melhor embasamento teórico. 2.1. Fase de investigação indireta. Com base em levantamentos bibliográficos, delimitou-se o Greenstone Belt do Morro do Ferro para prospecção regional. Nessa unidade são reconhecidas rochas ultramáficas e eventos lateríticos de caráter regional, os quais serviram como base para direcionamento da prospecção regional a partir de sensoriamento remoto. Para o desenvolvimento dessa fase fez-se uso de:  Mapas geológicos regionais – nesse caso se destacam duas fontes: a Carta Geológica SF23 (Rio de Janeiro), em escala 1:1.000.000, disponibilizada para acesso público, em forma vetorial, pelo Serviço Geológico do Brasil – CPRM – através do GEOBANK (link: http://geobank.sa.cprm.gov.br/), a qual vem acompanhada de um pacote de informações geológicas, estruturais e http://geobank.sa.cprm.gov.br/ 18 econômicas; Mapa Geológico apresentado por Zanardo (2003), abordando a porção sul da Faixa de Dobramentos Brasília.  Imagem de satélite SRTM (Shuttle Radar Topography Mission) – essas são imagens georreferenciadas obtidas através de levantamento de radar para se elaborar um modelo global digital de terreno, disponibilizadas pelo Serviço Geológico dos Estados Unidos (link: http://srtm.usgs.gov/); essas imagens também podem ser encontradas através do site da Empresa Brasileira de Pesquisa Agropecuária – Embrapa – em articulação compatível com a escala 1:250.000 (link: http://www.relevobr.cnpm.embrapa.br/download/index.htm) com resolução de 90 metros. No presente trabalho fez-se uso das imagens SRTM disponibilizadas pelo site da Embrapa, de forma que, para cobrir a área de prospecção regional, foram necessárias 4 imagens compatíveis com a escala 1:250.000 para composição de um mosaico, são elas: SF-23V-A, SF- 23V-B, SF-23V-C e SF-23V-D.  Imagens de satélite Landsat Thematic Mapper – são imagens georreferenciadas, geradas a partir de sensores instalados no satélite Landsat, podendo ser encontradas no site da organização Landsat (link: http://landsat.org/). Apresentam resolução de 30 metros, em imagens com dimensões de 185x185 quilômetros. O sensor TM (Thematic Mapper), a bordo do satélite Landsat 5, possui 7 bandas espectrais distribuídos na faixa do azul (0,45 – 0,52 μm), verde (0,52 – 0,6 μm), vermelho (0,63 – 0,69 μm), infravermelho próximo (0,76 – 0,9 μm), infravermelho médio (1,55 – 1,75 μm), infravermelho termal (10,4 – 12,5 μm) e infravermelho hidrotermal (1,08 – 2,35 μm) do espectro eletromagnético. Para cobrir a área de prospecção regional fez-se uso de 2 imagens compondo um mosaico: path 219 / rows 074 e 075. Ambos os arquivos aqui aplicados trazem informações coletadas em junho de 1988, de forma que o período coincide com o inverno na região, onde se tem menor cobertura de nuvens e, consequentemente, menor umidade relativa do ar, com isso, diminuindo distorções nos dados. Uma vez inseridas em softwares específicos com ambiente SIG, as bandas espectrais podem ser combinadas a cada 3 para compor imagens de falsa cor, onde é possível se destacar características específicas visadas.  Imagens de satélite Google Earth – essas imagens de satélite podem ser obtidas através do Programa Google Earth (http://www.google.com/earth/), http://srtm.usgs.gov/ http://www.relevobr.cnpm.embrapa.br/download/index.htm http://landsat.org/ http://www.google.com/earth/ 19 apresentando-se em cor natural e com alta resolução; as imagens disponíveis para a região alvo foram coletadas pelo satélite em 21/09/2011. Nesse caso, ao serem exportadas, não se encontram georreferenciadas, sendo que esse trabalho pode ser feito com auxílio de programas com ambiente SIG. As imagens de satélite Landsat TM foram tratadas no programa ENVI 4.7, o qual apresenta ambiente SIG com possibilidade de efetuar diferentes combinações entre bandas espectrais. Ainda que as imagens obtidas do site da organização Landsat sejam de período de baixa umidade, se faz necessário a correção atmosférica das mesmas. Esse procedimento retira o efeito de dispersão da energia eletromagnética nas partículas de água suspensas na atmosfera, possibilitando que os alvos, invariáveis temporalmente, sejam interpretados da mesma forma. Esse procedimento foi realizado no ambiente do programa ENVI, aplicando-se o processo ‘’Dark Subtract’’ (subtração do pixel escuro), onde se faz o tratamento banda a banda com ferramentas estatísticas. Mais detalhes podem ser observados no tutorial elaborado por Sousa & Lopes (2010). Uma vez com as imagens aptas a serem aplicadas para composições de bandas espectrais, aplicou-se o método de Andrews Deller (2006) para identificação de horizontes lateríticos. Nesse são geradas composições coloridas com três bandas multiespectrais do satélite Landsat TM, sendo as composições aplicadas RGB 754 e 742. Ao fim desse processo, as imagens produzidas podem ser salvas já georreferenciadas com extensão compatível com programa ArcMap 10, concluindo- se assim os trabalhos com o software ENVI 4.7. Subsequente, os trabalhos foram todos desenvolvidos com o software ESRI ArcMap, parte do pacote ArcGIS 10. Esse apresenta ambiente SIG, permitindo integrar as imagens e informações destacadas acima. Para todos os dados georreferenciados foi utilizado Sistema de Coordenadas Projetadas UTM (Universal Transverse Mercator) com Datum South American 1969 (SAD69), Zona 23 Sul. As imagens georreferenciadas de satélite SRTM foram usadas para se desenvolver o modelo digital de declividade do terreno e dois modelos digitais de elevação de terreno, traduzidos na forma de curvas planialtimétricas. O modelo digital de declividade do terreno é traduzido em uma planta com variações de cores de acordo com intervalos de declividade, em graus, pré-definidos. O primeiro dos modelos de elevação, para maior detalhe, se mostra com equidistância das curvas de nível de 10 metros, e o segundo, para escala regional, com 50 metros. O 20 procedimento para confecção desses modelos de elevação e declividade se baseia na ferramenta Spatial Analyst, parte do Arctoolbox, integrante do ArcMap 10. Foram acrescidos aos modelos digitais de terreno os mapas geológicos citados, além das composições de imagens de satélite Landsat. Com isso, foi possível desenvolver o trabalho de sensoriamento remoto, com o qual, partindo da área de prospecção regional, definiu-se os alvos para detalhamento das possíveis fácies lateríticas. Maiores detalhes dos critérios podem ser encontrados no Capítulo 7. Definidos os alvos para detalhamento e, consequentemente, desenvolvidos os trabalhos de sensoriamento remoto, foram coletadas imagens de satélite do Google Earth que cobrem as áreas selecionadas. Essas imagens, por sua vez, foram georreferenciadas no software ArcMap 10, compondo assim um mosaico com o qual foi possível se extrair a malha viária local atualizada, drenagens, edificações, áreas de cultivo e locais potenciais para visita em campo. Com isso, estabeleceu-se a base de dados com indícios que sustentam e orientam a Fase de investigação direta, como será descrito na sequência. 2.2. Fase de investigação direta. A partir da base de dados obtida na fase anterior, realizou-se a visita de campo para descrições geológicas e coleta de amostras para caracterização química e mineralógica. Durante a etapa de campo foram feitas comparações entre os dados coletados das fácies de intemperismo e aqueles levantados por métodos de sensoriamento remoto. A visita de campo aos dois alvos de interesse foi realizada durante 3 dias, em dezembro de 2013, onde se realizou os seguintes trabalhos:  Busca de afloramentos e consequente descrição geológica, documentação fotográfica de solos, rochas e respectivas fácies de intemperismo, de forma a se identificar a possível presença de perfil de alteração que pudesse originar concentrações supergênicas de níquel associado a rochas ultramáficas;  Registro da localização dos afloramentos descritos com auxílio de GPS Garmin eTrex 30 que, assim como as base de dados confeccionadas, foi programado para operar em sistema de coordenadas UTM, no Datum SAD69, zona 23 Sul;  A investigação buscou abranger o máximo possível de horizontes (ou fácies) lateríticos identificados pelo sensoriamento remoto, buscando assim uma 21 comparação entre os resultados de campo e aqueles obtidos pela primeira fase;  Descrição das principais feições geomorfológicas, em comparação aos modelos digitais de terreno, visando, com isso, identificar locais propícios à presença de perfis lateríticos em seu melhor estado de preservação possível;  Coleta de amostras representativas dos horizontes de alteração, as quais foram destinadas à caracterização química e mineralógica;  Digitalização das informações coletadas em campo, realizada em tabela do Excel, integrante do Pacote Office 2010, de forma a serem importadas e editadas no software ArcMap 10. 2.3. Fase de integração de dados. Nessa fase se deu a caracterização química e mineralógica de amostras coletadas em campo, fazendo uso dos seguintes procedimentos:  Caracterização petrográfica: a partir de duas amostras coletadas em campo, representativas de rochas metaultramáficas em seu menor grau de intemperismo observado, sendo uma de cada alvo visitado, foram confeccionadas duas seções delgadas no Laboratório de Laminação do Departamento de Petrologia e Metalogenia (DPM), do Instituto de Geociências e Ciências Exatas (IGCE) da UNESP/Campus de Rio Claro. As descrições petrográfica das seções delgadas foram feitas por luz transmitida, para tal se utilizou o microscópio óptico convencional, Zeiss Axioskop A1, com sistemas de luzes transmitida e refletida do Laboratório de Microscopia do DPM.  Caracterização mineralógica: foram selecionadas 11 amostras para caracterização por difratometria de raios X, onde se utilizou a amostra seca, pulverizada e prensada em pastilhas plásticas. Em seguida foram analisadas pelo Difratômetro de raios X, também do Departamento de Petrologia e Metalogenia, da marca PANalytical EMPYREAN, com medidas realizadas utilizando radiação CuKα1 (WL=1,54056 Å). O tempo total de análise foi de 3’08”, e a corrente empregada de 30mA a uma voltagem de 40kV.  Caracterização química: foram selecionadas 9 amostras representativas dos horizontes de intemperismo desenvolvidos sobre rochas ultramáficas, e também de solos, para análises químicas de rocha total pelo Laboratório 22 Acme (Analytical Laboratories LTD, Vancouver, Canadá), utilizando os métodos ICP-OES e ICP-MS. No pacote de análises foram abordados os elementos maiores SiO2, TiO2, Al2O3, Fe2O3, MnO, MgO, CaO, Na2O, K2O e P2O5, cujos os teores foram obtidos por Espectrômetro de Emissão Atômica com Plasma Acoplado Indutivamente (ICP-OES), após fusão utilizando metaborato/tetraborado de lítio; a perda ao fogo (LOI) determinada antes da fusão, pela diferença de peso das amostras antes e depois do aquecimento a 1.000ºC por quatro horas. Já nos elementos traços analisados, Ba, Rb, Sr, Y, Zr, Nb, Th, Pb, Ga, Zn, Cu, Ni, V, Cr, Hf, Cs, Sc, Ta, Co, Be, U, W, Sn, Mo e Au, e os terras-raras La, Ce, Pr, Nd, Sm, Eu, Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tm e Lu, os teores foram obtidos por Espectrômetro de Massa com Plasma Acoplado Indutivamente (ICP-MS), através da digestão de amostras sólidas em água régia. Os dados obtidos foram organizados em tabelas e textos, com auxílio dos programas Excel e Word, integrantes do Pacote Office 2010. Os resultados dessas análises puderam ser comparados com os litotipos e horizontes descritos durante a visita de campo, o que auxiliou na caracterização do enriquecimento supergênico de determinados elementos químicos. Por fim, fez se a integração dos dados e a confecção da dissertação apresentada para obtenção do Título de Mestre junto ao Programa de Pós-Graduação em Geociências e Meio Ambiente, integrante do Instituto de Geociências e Ciências Exatas do campus da UNESP de Rio Claro. 3. Aspectos fisiográficos. A região sudoeste do Estado de Minas Gerais, apresenta clima tropical de altitude, correspondendo a variedade Cwb (subtropical temperado de inverno seco) da classificação climática de Koppen (1948), com uma temperatura média anual variando de 18 a 20oC. A pluviosidade é da ordem de 1500 a 1750 mm anuais, com concentração de chuvas nos meses de dezembro, janeiro e fevereiro, e estação seca em junho, julho e agosto. A vegetação da região foi substituída, em grande parte, por pastagens voltadas para as atividades pecuárias, plantações de café e de eucalipto. A vegetação nativa remanescente resume-se a manchas isoladas de cerrado, típico da região 23 sudoeste do Estado de Minas Gerais, além de floresta estacional semidecidual, localizada em regiões de encostas de morros e vales. A drenagem de maior expressão nessa região é o Rio Grande, que compõe uma série de represas para produção de energia hidrelétrica. O mesmo representa o nível de base local e recebe os rios de menor porte que drenam a região de prospecção regional. Na área aqui estudada a principal drenagem é o rio São João, com nascente próxima a cidade de Nova Resende (MG), que corta a área de sudeste para noroeste, semiconcordante as feições estruturais regionais, desembocando no Rio Grande próximo a cidade de Cássia (MG). 4. Aspectos geomorfológicos e solos. A área delimitada para prospecção situa-se em uma região com exposições de distintas unidades geológicas, como rochas do Cráton do São Francisco e da Faixa de Dobramentos Brasília. O arranjo e distribuição dos litotipos exibem forte influência de aspectos estruturais, como orientação preferencial de minerais e/ou agregados minerais, marcando foliação ou bandamentos composicionais, e planos de fratura e falha, a exemplo da Zona de Cisalhamento do Campo do Meio. Somados a esses aspectos geológicos-estruturais, a evolução do modelado na fase pós-cretácica promove um zoneamento geomorfológico bem destacado na região, como pode ser observado na Figura 2. Esses domínios geomorfológicos foram destacados pelo Projeto RADAMBRASIL (1983), sendo essa a bibliografia base aqui usada para elaboração desse capítulo. 4.1. Planalto da Canastra. O Planalto da Canastra é constituído por cristas, barras e vales adaptados à estruturação NW-SE, e pode ser subdividido em duas unidades, Patamares da Canastra e Serra da Canastra. A unidade Patamares da Canastra, na porção sul da Serra da Canastra, apresenta uma área rebaixada, com elevação entre 600 e 750 metros. Essa unidade é entalhada pelo Rio Grande e seus afluentes, desenvolvendo-se principalmente sobre litotipos do Grupo Araxá. 24 Fi gu ra 2 – U ni da de s G eo m or fo ló gi ca s d es ta ca da s n a po rç ão su do es te d e M in as G er ai s e n or de st e de S ão P au lo , s ob re po st as a o m od el o di gi ta l d e te rr en o de sa té lit e SR TM . A da pt ad o de R A D A M B R A SI L (1 98 3) . 25 Nessa unidade, nos domínios de rochas metapelíticas caracteriza-se um relevo suave com colinas amplas de topos planos e vertentes convexas, onde a densidade de drenagens é baixa, sendo comumente cobertos por solos rasos, como Cambissolos, até solos profundos, como Latossolos e Podzólicos (Argissolos). Sotoposto a esses, é comum a presença de espessos depósitos colúvio-aluvionares formados durante o Pleistoceno. As regiões com relevo mais dissecado encontram-se nos arredores da cidade de Passos (MG), próximo ao contato com o domínio da Bacia do Paraná. Nessas observam-se colinas de topo plano com delgada cobertura de solo, predominando Cambissolos, e encostas côncavo-convexas. Ainda segundo a direção NW-SE são encontradas cristas sustentadas por quartzitos com cornijas sendo interceptada por patamares estruturais, onde o intemperismo físico é o principal processo atuante. A unidade Serra da Canastra é representada principalmente pelos topos planos elevados, chegando a altitudes de 1400 metros. É composta por barras, cristas e chapadas, sendo, esse último, herança de superfície de aplanamento atuante em caráter regional, denominada por King (1956) como Superfície de Aplanamento Sul- Americana, cuja base estaria preservada sobre os quartzitos. No topo dos patamares os solos mais espessos correspondem a Latossolos escuros e/ou Vermelho-Amarelos, nos quais é comum a presença de couraças ferruginosas. 4.2. Bacia do Paraná e Coberturas Sedimentares. Observada na porção oeste da área de prospecção regional, de forma que esse domínio geomorfológico não se limita, necessariamente, aos domínios de rochas sedimentares e vulcânicas da Bacia do Paraná. Nessa região é representada por três unidades principais, a Depressão Paulista, Patamares Cuestiformes e Planaltos Residuais Cuestiformes. A Depressão Paulista é expressivamente desenvolvida sobre rochas do Grupo Itararé. No entanto, na região de Mococa (SP) pode ser observada nos litotipos metamórficos do Complexo Varginha, enquanto mais a sul se desenvolve sobre demais litotipos presentes nos limites da Bacia do Paraná. Apresenta altitudes médias variando entre 550 e 700 metros, é marcada por relevo tipicamente tabular com bordas convexas e vales pouco aprofundados, não superando 20 metros. Segundo Ab’Saber (1969), essa unidade é marcada por uma circundesnudação iniciada no Paleógeno (anteriormente denominado Terciário), desenvolvida na borda oriental da bacia, sobre a qual é comum a presença de depósitos sedimentares cenozóicos, a exemplo da Formação Rio Claro. A 26 associação de solos predominantes nessa unidade são Podzólico Vermelho-Amarelo e Vermelho-Escuro, Latossolo Vermelho-Amarelo e Vermelho-Escuro e Terra Roxa Estruturada. Os Patamares Cuestiformes representam estrutura que faz parte do Planalto Basáltico, cuja evolução é parte ativa do desenvolvimento da Depressão Paulista (CHRISTOFOLETTI & QUEIROZ NETO, 1961). Internamente apresenta um relevo de topo aplanado monoclinal, com caimento para oeste, o qual se desmantela a leste na forma de escarpas, correspondendo ao desdobramento de cuestas sobre rochas sedimentares intercaladas por rochas vulcânicas. Submetida a processos de pediplanação, seu relevo é plano e/ou dissecado, com interflúvios amplos, planos ou convexos, com vales pouco aprofundados. Próximo à cidade de Franca (SP) são identificadas couraças ferruginosas conglomeráticas, enquanto na região de Ibiraci (MG) são encontradas couraças ferruginosas pedogenéticas. Nessa unidade são observados Latossolos Vermelho-Amarelo, Vermelho-Escuro e Roxo, Podzólico Vermelho-Amarelo e, localmente, Areias Quartzosas. Os Planaltos Residuais Cuestiformes se distribuem descontinuamente pela borda da bacia, retratam o desdobramento de cuestas, mais internas que os Patamares Cuestiformes na Bacia do Paraná. São também compostos por um conjunto de relevos, com topos aplanados e fronts e reversos das cuestas variando entre 750 a mais de 1000 metros de altitude. Essas cuestas encontram-se de forma descontínua dada à erosão por ação de rios em momento pretérito, responsáveis pelo entalhe profundo formando percees. 4.3. Planalto Poços de Caldas-Varginha. Essa unidade pode ser subdividida em Planalto de Poços de Caldas e Planalto de Varginha, sendo o segundo aquele de interesse para a área de pesquisa, já que os dois alvos selecionados para detalhamento se encaixam dentro dos limites dessa unidade. Desenvolve-se em maior parte sobre os litotipos gnáissico-migmatíticos do Complexo Varginha-Guaxupé, as quais foram perturbadas por intrusões alcalinas cretácicas. O Planalto Varginha apresenta elevação variando entre 800 metros, próximo a represa de Furnas, e 1200 metros, em cristas isoladas. Nessa unidade predomina o modelado com dissecação homogênea, com drenagens apresentando aprofundamento variando entre 40 e 115 metros, configurando colinas e morros, por vezes alongados, com vertentes convexo-côncavas e topos convexos a aplainados. Em diversos locais é 27 possível verificar uma dissecação obedecendo às direções estruturais. Um segundo modelado observado, são os de acumulações que correspondem a planícies fluviais, com a presença de terraços esculpidos em formações aluviais. No contato entre a unidade Patamares da Canastra e o Planalto Varginha tem-se um relevo escalonado, localizado na porção extremo oeste da área de prospecção regional, onde pode ser encontrado a Serra do Chapadão (ou Serra da Fortaleza). Essa feição geomorfológica se desenvolve sobre metassedimentos do Grupo Araxá, apresenta topo aplanado entre cotas de 1000 e 1200 metros de altitude, com presença de resquícios de couraça ferruginosa, evidenciando restos de uma superfície de aplainamento. Esse topo se desmantela em cornijas elevadas e de alta inclinação, com desnível que pode chegar a 200 metros. Tais características, em particular, são muito semelhantes àquelas observadas na unidade Serra da Canastra. Partindo da Serra do Chapadão se individualizam, a oeste, relevos destacados na forma de mesas, que se mostram como residuais. Além desse, feições com mais acentuada dissecação assinalam para a descida do nível de topo do Chapadão para um nível inferior de aplanamento, em torno de 900 a 1000 metros de altitude, bem destacado na região de Jacuí (MG). Nessa unidade predominam os Latossolos Vermelho-Amarelo e Vermelho- Escuros, além de Podzólicos e Cambissolos. 5. Contexto geológico regional. A área alvo dos estudos situa-se no sudoeste de Minas Gerais, na porção limítrofe dos litotipos aflorantes do Cráton do São Francisco e da Província Estrutural Tocantins (ALMEIDA, 1981), como se destaca na Figura 3. Essa região compreende unidades geológicas com evoluções tectono-metamórficas, idades e gêneses distintas, sendo comum a todos os registros do evento tectono-metamórfico associado à orogênese Neoproterozóica (ALMEIDA, 1981; ZANARDO, 1992; BRITO NEVES et al, 1999; VALERIANO et al, 2004; entre outros). Na região alvo dos estudos se reconhece o complexo gnáissico-migmatítico Barbacena, considerado uma unidade arqueana pertencente ao Cráton do São Francisco, que encontra-se recortado por diques de composição básica-ultrabásica, representantes de intrusões mesoproterozóicas. Esse embasamento é sobreposto de forma discordante por rochas dos grupos Araxá (alóctone) e Bambuí (autóctone). 28 No Complexo Barbacena podem ser encontradas lentes e faixas de rochas metamáficas-ultramáficas serpentinizadas, as quais são representantes do Greenstone Belt Morro do Ferro (GBMF), litotipos esses que são os alvos de pesquisa do presente trabalho. 5.1. Contexto geotectônico. As primeiras contribuições para os estudos do Cráton São Francisco se deram com Guimarães (1951), com os primeiros ensaios de subdivisão tectônica do território brasileiro, e Ebert (1956, 1957, 1968, 1971), ao qual coube a denominação aplicada até hoje. Almeida (1977, 1981) foi responsável pela sequência dos estudos que culminaram na caracterização do Cráton do São Francisco como ‘’uma entidade tectônica que teve sua configuração atual definida durante o Ciclo Brasiliano’’, sendo seus contornos delimitados pelos cavalgamentos do fim do Neoproterozóico, representado na região de estudos pela Faixa de Dobramentos Brasília. A Faixa de Dobramentos Brasília se formou à margem do Cráton São Francisco, sendo entendida como um cinturão de dobramentos, cavalgamentos e cisalhamentos desenvolvido no Neoproterozóico (VALERIANO et al, 1995). É de comum acordo entre os diversos pesquisadores que o cenário geológico encontrado atualmente no sudoeste do estado de Minas Gerais deveu-se a um processo de colisão continental envolvendo dois ou mais continentes, de idades arquenas/proterozóicas, afetados na fase final por sistemas transcorrentes (ALMEIDA, 1977, 1981; HARALYI e HASUI, 1982; BRITO NEVES et al, 1999; ZANARDO, 1992; entre outros). Segundo Haralyi e Hasui (1982) as rochas cristalinas do sudeste brasileiro estariam organizadas na forma de três blocos tectônicos: Bloco Brasília ao norte, Bloco São Paulo ao sul e Bloco Vitória a leste. Esses blocos são separados por cinturões de cisalhamento denominados de Cinturão Transcorrente Campo do Meio, entre os blocos Brasília e São Paulo e Cinturão de Cisalhamento Rio Paraíba do Sul ou Cinturão Ribeira, entre os blocos Brasília e Vitória, e São Paulo e Vitória (HASUI et al, 1990 e EBERT et al, 1993 e 1995). De acordo com Haralyi e Hasui (1982) estruturação das zonas de cisalhamento seria arqueana, no entanto, esses cinturões teriam sofrido reativações no evento tectono-metamórfico neoproterozóico. 29 Figura 3 – Contexto geológico-estrutural da porção sul da Faixa Brasília, destacando a área visada na fase inicial dos estudos. Fonte: Adaptado de Zanardo (2003). Em termos geotectônicos, a região sudoeste de Minas Gerais pode ser compreendida como blocos continentais de evolução policíclica, os quais se formaram a partir de acresções em eventos arqueanos e proterozóicos e foram, mais tarde, envolvidos no evento tectônico do Neoproterozóico. Um destes blocos continentais é constituído por rochas arqueanas (grupos Amparo, Barbacena e o GBMF) geralmente cobertos por sequências supracrustais alóctones (grupos Araxá, Canastra, Itapira, etc) e autóctone (Grupo Bambuí), enquanto que o outro bloco é constituído pelos complexos 30 Guaxupé e Socorro, que cavalgam o primeiro bloco, e onde se observa intensa anatexia (ZANARDO et al, 1998). Já na fase final do evento tectono-metamórfico Neoproterozóico, destaca-se a atuação de cinturões de cisalhamento, a partir da reativação de zonas de cisalhamento em terrenos mais antigos (ZANARDO et al, 2000). O primeiro cinturão é de natureza sinistrógira, posicionado na sutura entre os terrenos arqueanos do Complexo Barbacena e os terrenos de alto grau do Complexo Guaxupé (ZANARDO et al, 2000), e denominado Cinturão de Cisalhamento Campo do Meio (HASUI et al, 1990). O segundo cinturão, de natureza dextrógira e de maior magnitude, é denominado Cinturão de Cisalhamento Rio Paraíba do Sul (HASUI et al, 1990). 5.2. Unidades litoestratigráficas. Serão apresentadas a seguir as unidades litoestratigráficas do domínio cratônico, compostas pelo Complexo Barbacena, no qual se insere o GBMF, as intrusões básicas- ultrabásicas e o Grupo Bambuí, além das unidades do domínio alóctone, representadas pelo Grupo Araxá. 5.2.1. Complexo Barbacena. Designado por Cavalcante et al (1979) como Associação Barbacena, os autores destacaram ainda parte como sendo o Complexo Campos Gerais, com porções que estariam fortemente influenciadas por zonas de cisalhamento e falhas, as quais se encontram na zona de influência do Cinturão de Cisalhamento Campo do Meio. Segundo os mesmos autores, o Complexo Campos Gerais seria constituído por metamorfitos de fácies anfibolito, englobando rochas similares às pertencentes aos grupos Barbacena, Araxá, Andrelândia, Canastra e São João Del Rei, além de rochas máficas e ultramáficas com diferentes evoluções e/ou contexto tectono-metamórfico. No presente trabalho, como disposto na Figura 4, esses terrenos representantes do Cráton São Francisco na região são entendidos como prolongação do Complexo Barbacena. Esse é constituído por litotipos arqueanos e paleoproterozóicos aos quais se associam sequências do tipo greenstone, a exemplo do Morro do Ferro e Piumhi (ZANARDO, 2003). As rochas que compõem o Complexo Barbacena são granitóides homogêneos, parcialmente foliados, biotita e/ou anfibólio gnaisses bandados, facoidais e laminados, e migmatitos, principalmente do tipo estromático, podendo ser também nebulítico, 31 schilieren, shollen e dobrado, exibindo melanossoma gnáissico, anfibolítico e ultramáfico e leucossoma granítico e diorítico (HASUI et al, 1988). No embasamento cristalino são caracterizadas duas fases deformacionais mais expressivas. A primeira é constituída por dobras fechadas a isoclinais do bandamento metamórfico pré-existente e a segunda fase representada por dobras abertas a fechadas, desenhadas pela foliação cataclástica (MORALES et al, 1983). As zonas de cisalhamento controlam a distribuição dos litotipos, com ocorrência de porções lenticulares menos deformadas, portadora de feições migmatíticas, separadas por faixas subparalelas de maior deformação (MORALES et al, 1993). Nas faixas mais deformadas as estruturas mais antigas foram fortemente distorcidas, originando gnaisses bandados portadores de grande número de intercalações lenticulares de metabasitos/metaultrabasitos e metassedimentos (MORALES et al, 1993). Essas rochas foram afetadas por deformação acompanhada de metamorfismo de fácies anfibolito médio a alto, envolvendo anatexia parcial, no ciclo orogenético Transamazônico, com pico de temperatura de 750ºC e pressão entre 5 e 6 kbar (CARVALHO et al, 1992; ZANARDO, 1992). Posteriormente essas rochas sofreram retrometamorfismo, com reequilíbrio em fácies xisto verde a anfibolito baixo (ZANARDO, 1992). 5.2.1.1. Greenstone Belt Morro do Ferro (GBMF). Definido por Teixeira (1978), é caracterizado por sequências metavulcanossedimentares formando faixas alongadas, orientadas segundo a direção WNW, exceto na região de Jacuí, onde apresentam orientação E-W (Figura 4). No geral, são faixas estreitas, descontínuas, paralelas entre si e se colocam embutidas por contatos tectônicos no Complexo Barbacena e no Grupo Araxá (FEOLA, 2004). São encontrados exemplares desses litotipos desde as imediações da cidade de Pratápolis (MG) até Lavras (MG), sendo os corpos mais expressivos situados entre as cidades de Fortaleza de Minas e Alpinópolis. 32 Fi gu ra 4 – C on te xt o ge ol óg ic o- es tru tu ra l d a po rç ão su do es te d e M in as G er ai s, de st ac an do a á re a de e st ud o pa ra p ro sp ec çã o re gi on al , o s a lv os d e pe sq ui sa e a di st rib ui çã o da s l en te s d e ro ch as d o G re en st on e B el t M or ro d o Fe rr o. F on te : a da pt ad o de Z an ar do (2 00 3) . 33 A área de abrangência dessas rochas pertencentes ao GBMF mostra comprimento aproximado de 200km e largura da ordem de 50km (BRENNER et al, 1990). A sequência greenstone foi afetada pela Zona de Cisalhamento do Campo do Meio, sendo essa a entidade responsável pela organização estrutural da região (HASUI & OLIVEIRA, 1984; ALMEIDA, 2003). Em razão dessa feição estrutural, os corpos apresentam complexos padrões deformacionais e metamórficos, marcado por lenticularizacão, deformação, aloctonia e individualização, configurando o atual padrão regional amendoado (FEOLA, 2004). No presente trabalho, o GBMF será apresentado como foi descrito em sua fase inicial de estudos, nas décadas de 1970 e 1980. Com os avanços do conhecimento sobre esta unidade, foram propostas mudanças, principalmente no caso da formação ferrífera e sedimentos químicos metamorfizados, aflorantes no Morro do Ferro (FERNANDES, 2004). Nesse caso há indícios que essas formações seriam mais jovens que o GBMF, e que teriam sido estruturadas no evento neoproterozóico. Teixeira et al (1987) subdividiram a porção mais continua da sequência greenstone que aflora entre Fortaleza de Minas e Bom Jesus da Penha em três faixas principais: Fortaleza de Minas – compreendendo as Unidades Morro do Níquel (unidade de base) e Morro do Ferro (unidade de topo), suprimindo a Unidade Córrego do Salvador (unidade intermediária) proposta inicialmente por Teixeira & Danni (1979 a, b) – ; Alpinópolis; e Bom Jesus da Penha-Jacuí. De acordo com Teixeira (1978), Teixeira & Danni (1979 a, b) e Carvalho et al (1993) essas faixas compõem a sequência metavulcanossedimentar denominada GBMF. Esse conjunto da base é constituído por rochas derivadas de derrames de lavas ultrabásicas, possuindo localmente textura spinifex fina, intercalações regulares de precipitados químicos (cherts), rochas detríticas, níveis tufogênicos e vulcânicas ácidas retrabalhadas; a porção média compreende lavas básicas, lentes de rochas ultrabásicas, ritmitos e chert ferrífero; o topo é constituído por um espesso pacote sedimentar representado por metapelitos grafitosos e chert ferrífero (TEIXEIRA & DANNI, 1979 b; CARVALHO et al, 1992). Os litotipos predominantes na sequência greenstone são rochas ultramáficas de composição komatiítica e, subordinadamente, ocorrem rochas metabásicas de composição komatiítica, toleítica e, em menor escala, cálcio alcalina (ZANARDO, 1992, 2003; CARVALHO et al, 1992). No segmento Fortaleza de Minas, a unidade basal, Morro do Níquel, encontra-se diretamente disposta sobre gnaisses cataclásticos do embasamento, numa faixa de 34 direção N40W, estendendo-se por cerca de 30 km. Constitui-se, essencialmente, de talco-tremolita-xistos, tremolita-serpentina-clorita-xistos e intercalações de metacherts e metatufos, wacke feldspáticos e sericita quartzo xistos (TEIXEIRA & DANNI, 1979 b). A unidade Morro do Ferro, unidade de topo, corresponde à sequência aflorante ao longo das elevações do morro homonímio, sendo constituído por filitos sericíticos, localmente grafitosos, contendo lentes de metacalcários, muscovita-clorita-cloritóide- xisto, talco-xistos e anfibolitos (TEIXEIRA, 1978; TEIXEIRA & DANNI, 1979). Na faixa Bom Jesus da Penha-Jacuí são observados xistos e fels ultramáficos, com estrutura e textura milonítica, e mineralogia constituída por poucos minerais essenciais, apesar disso, não são rochas monominerálicas (SOARES et al, 1990). Nestas rochas máficas podem ser observadas textura anisotrópica, xistosa, gnáissica ou milonítica, e, dentre os minerais essenciais, têm-se plagioclásio (labradorita/oligoclásio) e hornblenda, podendo ocorrer clinopiroxênio, granada, biotita, quartzo, clinozoisita e/ou pistacita, carbonato, clorita, escapolita, titanita e opacos (ZANARDO, 2003). Esses corpos são lenticulares, fusiformes, isorientados e distribuem-se de maneira difusa, com extensões variáveis, de métricas a quilométricas, assim como as espessuras, de decimétricas a decamétricas, raramente chegando a 100 metros (ZANARDO, 2003). Os corpos perfazem contato tectônico, marcado por foliação milonítica, com as encaixantes, que podem ser gnaisses (orto e paraderivados), migmatitos, metassedimentos (pelíticos e psamíticos), e formações ferríferas (ZANARDO, 2003). Segundo Carvalho et al (1993), a região foi submetida a eventos tectônicos policíclicos complexos, sendo possível reconstituir pelo menos dois deles: o primeiro marcado por metamorfismo onde as temperaturas atingiram ao menos 600°C, marcado por associação mineralógica granada/silimanita/estaurolita, e o segundo seria retrogressivo, em fácies xisto-verde, afetando a mineralogia pré-existente por processos de cloritização, serpentinização, carbonatação e silicificação. Há estudos que apontam para uma separação dessa sequência metavulcanossedimentar em duas entidades distintas, o GBMF de origem arqueana, e a Faixa Ofiólítica Bom Jesus da Penha-Jacuí, que teria se estruturado como tal no evento orogenético neoproterozóico (SOARES et al, 1990; ZANARDO et al, 2006). No entanto, segundo Lima (2014) para a distinção entre os litotipos da faixa ofiolítica e da sequência greenstone seria necessário uma soma de critérios, uma vez que do ponto de vista químico, e mesmo mineralógico, são muito similares, além do que ambas as 35 unidades apresentam contato tectônico com as demais. Uma vez que as duas unidades são descritas com caraterísticas químicas e mineralógicas muito similares por Zanardo et al (2006) e Lima (2014), optou-se por não aplicar tal separação no presente trabalho. 5.2.2. Diques básicos. Carneiro & Barbosa (2005) e Costa et al (2006) reconhecem diques de composição básica, compostos por gabros, gabronoritos e anfibolitos, intrudidos nas rochas arqueanas do Cráton São Francisco. Segundo Carneiro & Barbosa (2005), datações radiométricas 40Ar/39Ar apontam idade de 1,7 M.a. para diques de composição gabronorítica, dessa forma, esses diques se colocam na transição do Paleoproterozóico para o Mesoproterozóico. Tais diques seriam reflexo do fim do ciclo Transamazônico, que, de acordo com Costa et al (2006), corresponde a um magmatismo fissural que agiu quando o Cráton do Congo-São Francisco já se encontrava estabilizado. 5.2.3. Grupo Araxá. A relação entre os grupos Araxá e Canastra ainda é pouco clara devido à intensa imbricação tectônica observada nessas sequências metassedimentares, de forma que são interpretados como equivalentes lateralmente (DARDENNE, 2000). O Grupo Araxá representa uma unidade alóctone que está em contato com os Terrenos TTG ao norte e a oeste, ocorrendo também enclaves tectônicos junto ao embasamento (ZANARDO, 2003). Trata-se de uma sequência metassedimentar, composta por psamopelitos, pelitos, grauvacas, psamitos e subordinadamente calcossilicatadas, além de contribuição de rochas vulcânica e vulcanoclástica (p. ex. BARBOSA et al, 1970; ZANARDO et al, 1990; SIMÕES, 1995). Fernandes et al (2000) e Fernandes (2004) apontam a ocorrência de dois tipos de formações ferríferas na porção sudoestes de Minas Gerais, sendo um tipo correlato ao GBMF (arqueana) e outro um depósito ligado à sedimentação do Grupo Araxá no Mesoproterozóico/Neoproterozóico. Dentre essas formações ferríferas mais jovens, destaca-se aquela aflorante no Morro do Ferro, culminando na possibilidade de mudança em relação à estratigrafia original descrita para o GBMF, segundo os mesmos trabalhos. Na região de estudo essa unidade metassedimentar, integrante da Faixa de Dobramentos Brasília, se estruturou no Neoproterozóico na forma da Nappe de Passos, sendo que Teixeira & Danni (1978) foram responsáveis pelo primeiro estudo de sua 36 estruturação, onde a descreveram como sendo uma nappe de charriage associada a um meganticlinal recumbente com flanco inverso exposto regionalmente. Segundo esses autores, esta estrutura seria responsável pela disposição do pacote litológico, que estaria dobrado em três feições principais: sinclinal de Passos, anticlinal de Itaú, e sinclinal do Chapadão. Heilbron et al (1987) descreveram dobras parasíticas da fase principal (dobras em “Z” em perspectiva para NW), que segundo esses autores seriam incompatíveis com o flanco inverso de um anticlinal recumbente. Simões et al (1988) ao estudarem as estratificações cruzadas em quartzitos da Serra do Chapadão afirmaram ainda que esses estratos estão em posição normal. Com esses dados reforçando a teoria de que a Nappe de Passos não se trata de uma megadobra recumbente, Simões (1995) explica a inversão metamórfica com uma subducção das rochas da nappe em fases precoces da orogênese brasiliana, através de uma zona de subducção que mergulhava aproximadamente para W. Em fase posterior, essas rochas teriam sido rapidamente empurradas contra o Cráton do São Francisco e exumadas, de forma a preservar a inversão das isotermas (SIMÕES, 1995). Heilbron et al (1987) propuseram um modelo para a região entre Itaú de Minas e Carmo do Rio Claro em que as estruturas foram agrupadas em quatro fases de deformação. Posteriormente, Simões & Valeriano (1990) reconheceram que esse modelo era válido para a Nappe de Passos como um todo, e Simões (1995) caracterizou e sistematizou essas fases deformacionais como:  Fase D1: marcada por xistosidade S1 paralela ao bandamento composicional (S0);  Fase D2: gerou a principal foliação da área, com baixo ângulo de mergulho, consistindo assim de um importante evento deformacional na evolução da estrutura da Nappe de Passos, possivelmente se formando durante o transporte da nappe;  Fase D3: caracterizada por dobras abertas a suaves com planos axiais de direção NW, subverticais a verticais e eixos com caimentos suaves em geral para NW;  Fase D4: caracterizada por dobras abertas a suaves, planos axiais verticais a subverticas e linhas de charneira com direção N e NNE, com caimentos suaves para SSW ou NNE. 37 O metamorfismo atingido pela Nappe de Passos foi dividido por Simões (1995) em duas fases marcantes: metamorfismo principal (MP) e retrometamorfismo (RM). O MP inclui o auge do evento metamórfico e ocorreu, provavelmente, pré ou cedo-D2, incluindo nesse contexto as paragêneses de mais alto grau (SIMÕES et al, 1988). O RM é responsável pela destruição parcial ou total das paragêneses metamórficas do evento principal. O gradiente metamórfico invertido grada da base para o topo, iniciando em fácies xisto verde em direção ao centro do cráton, evoluindo até fácies anfibolito superior, em direção inversa ao centro do cráton (TEIXEIRA & DANNI, 1978; ZANARDO, 1992; SIMÕES, 1995). Segundo Valeriano et al (2008) a evolução tectônica da Faixa Brasília pode ser dividida em: rifte continental (1,1 - 0,9 Ga) e estágio colisional (650 – 600 Ma). Seer (1999) com uma compilação dos dados geocronológicos K-Ar concluiu que existiram dois eventos colisionais no setor meridional da Faixa Brasília, o primeiro em torno de 790 Ma e o mais novo em 630 Ma, representando a colagem final do continente Gondwana. De acordo com o mesmo autor esses dados ainda confirmam o resfriamento regional apos 630 Ma, durante o encaixe final das escamas tectônicas sobre níveis crustais rasos, processo que se encerrou em torno de 580 Ma. 5.2.4. Grupo Bambuí. Corresponde a unidade autóctone que capeia grande área do Cráton São Francisco. Considerado como de idade neoproterozóica, sendo encontrado aflorando na porção frontal, a leste, da Nappe de Passos, se prolongando para sul, em direção à cidade de Alpinópolis (DARDENNE, 2000). O Grupo Bambuí constitui a cobertura de maior distribuição no Cráton do São Francisco. Representa associação de litofácies siliciclásticas e bioquímicas, na forma de sedimentos plataformais depositados em extenso mar epicontinental (IGLESIAS & UHLEIN, 2009). Nas proximidades da região de estudo, onde se encontra com maior grau de deformação, é representado por mármores finos intercalados a filitos e filonitos, cálcio xistos e rochas calciossilicáticas, filitos e/ou clorita xistos sericíticos, granoquartzitos, quartzo xistos, mica xistos, quartzitos e metagrauvacas (ZANARDO, 1992 e 2003). Nessa região afloram na forma de klippen restritos e como intercalações tectônicas ou corpos-para-autóctones (ZANARDO, 2003). 38 5.2.5. Coberturas cenozóicas. Essas unidades são representadas por depósitos aluvionares e coluvionares, que podem ter se formado em momentos distintos. Os depósitos aluvionares aparecem nos vales das principais drenagens da área e são constituídos por cascalhos, areias conglomeráticas a argilosas e material lamítico, rico em matéria orgânica. Os depósitos coluvionares ou colúvio-aluvionares são arenosos, de cores vermelha a laranja amarelado e aparecem cobrindo amplas áreas, relativamente elevadas e de relevo pouco ondulado. 5.3. Recursos minerais na região. Será apresentado aqui um apanhado recursos minerais mais expressivos listados na literatura, assim como o compilado de ocorrências exposto pela CPRM através da Folha SF23 - Rio de Janeiro. Os primeiros relatos de recursos minerais na região sudoeste de Minas Gerais remetem aos processos de garimpo de ouro no século XVIII, nos rios São João e Santana (PREFEITURA MUNICIPAL DE ITAÚ DE MINAS, 2010). Já no período de 1922-25 a Companhia Eletrometalúrgica de Ribeirão Preto atuou na região de Pratápolis (MG) explorando hematita no Morro do Ferro e, em decorrência de sua presença na área, realizou escavações no Morro do Níquel (antiga Serra Pelada), onde encontrou veios de garnierita em meio à serpentinitos alterados (CARVALHO, 1983). No entanto, a primeira descrição a cerca da jazida Morro do Níquel só veio a ser feita em 1935, por Luciano Jacques de Moraes, no trabalho ‘’Níquel no Brasil’’ (CARVALHO, 1983; OLIVEIRA, 1990) enquanto que os trabalhos de prospecção no local só vieram a ocorrer entre 1957-59, sendo realizados pela Mineração Sertaneja. A mineração de ferro na região não prosperou, enquanto a atividade minerária na jazida do Morro do Níquel encontra-se ativa até os dias atuais. Paralelo a esses, na primeira metade do século XX se iniciou a explotação de calcário para produção de cimento, onde hoje é a cidade de Itaú de Minas, com a fundação da primeira fábrica de cimento em 1937 (PREFEITURA MUNICIPAL DE ITAÚ DE MINAS, 2010). A lavra de calcários para produção de cimentos se mantem ativa até os dias atuais, associam a extenso corpo de rochas carbonáticas. No fim da década de 1970 os estudos na região foram retomados, o que resultou na definição do Greenstone Belt Morro do Ferro (TEIXEIRA, 1978), expondo assim o potencial mineral da região associado ao modelo geológico. Seguindo esses, desenvolveram-se na região trabalhos prospectivos que em 1983 culminaram na 39 descoberta da jazida de sulfeto maciço de níquel, cobre, cobalto, platinóides e enxofre de Fortaleza de Minas (ou Serra da Fortaleza), sendo esse o primeiro depósito de sulfetos vulcanogênicos associados a derrames komatiíticos em território brasileiro (CARVALHO E BRENNER, 2010). Essa jazida esteve em produção até 2013, quando foi paralisado o processo de mineração. Atualmente também destaca-se a mineração de quartzito aplicado à ornamental, principalmente nas proximidades da cidade de Alpinópolis, lavrados a partir de rocha do Grupo Araxá (RUSSO, 2011). Quanto ao potencial mineral na região, através da folha que cobre a área (SF23 - Rio de Janeiro em escala 1:1.000.000), a CPRM traz o cadastro de ocorrências de metais ferrosos (Cr, Fe), metais nobres (Au e Ag), talco, amianto e metais não-ferrosos (Cu, Ni, Co). Há também ocorrências de calcário e dolomito associados aos grupos Bambuí e Araxá, minerais de aplicação industrial e em construção civil, como argilas, caulim, quartzo, cascalho e areia. Além desses, destaca-se a ocorrência de lentes de metafosforito e de metassiltito fosfático associados ao Grupo Araxá (FERNANDES et al, 2000; FERNANDES, 2004). 6. Gênese das concentrações supérgenas de níquel. As concentrações supergênicas de níquel, ou concentrações lateríticas de níquel, compreendem os principais depósitos brasileiros desse metal. Sua gênese depende de três fatores principais, a saber: protólito ultramáfico, com composição química ultrabásica, processo de serpentinização e evento(s) de lateritização (SMIRNOV, 1982; COX e SINGER, 1986). Abaixo serão tratados separadamente esses fatores, que são a base do processo de prospecção dessas concentrações metálicas. 6.1. Litotipos primários. A composição da rocha é o primeiro limitante para ocorrência de níquel laterítico, uma vez que essa deve ser, invariavelmente, ultramáfica (>90% de contribuição de minerais máficos) de composição ultrabásica. A composição mineralógica necessita ser de minerais capazes de reter níquel em seu retículo cristalino, sendo que, de acordo com Brand et al (1998), para atender essa solicitação os minerais mais propícios são as olivinas e os ortopiroxênios (Tabela 1). Dessa forma, as rochas primárias de maior importância para ocorrência de níquel são: (1) dunitos, peridotitos, harzburgitos e wehrlitos em sequências ofiolítica do tipo alpino e ofiólitos obductados em grandes zonas de dobramento; (2) komatiitos ricos em 40 olivina; (3) intrusões bandadas máficas-ultramáficas, presentes em embasamentos pré- cambrianos (BRAND et al, 1998). Tabela 1 – Silicatos essenciais e o conteúdo em porcentagem de determinados elementos químicos, com destaque para o níquel, que apresenta maiores teores associados a olivina. Adaptado de Lelong et al (1976). Mineral X (%) 0,X (%) 0,0X (%) 0,00X (%) 0,000X (%) Plagioclásio K Sr Ba, Rb, Ti, Mn P, Ga, V, Zn, Ni Pb, Cu, Li, Cr, Co, B Feldspato K Na Ca, Ba, Sr Rb, Ti P, Pb, Li, Ga, Mn B, Zn, V, Cr, Ni, Co Quartzo Al, Ti, Fe, Mg, Ca Na, Ga, Li, Ni, B, Zn, Ge, Mn Anfibólio Ti, F, K, Mn, Cl, Rb Zn, Cr, V, Sr, Ni Ba, Cu, P, Co, Ga, Pb Li, B Piroxênio Al Ti, Na, Mn, K Cr, V, Ni, Cl, Sr P, Cu, Co, Zn, Li, Rb Ba, Pb, Ga, B Biotita Ti, Fe Ca, Na, Ba, Mn, Rb Cl, Zn, V, Cr, Li, Ni Cu, Sr, Co, P, Pb, Ga B Olivina Ni, Mn Ca, Al, Cr, Ti, P, Co Zn, V, Cu, Se Rb, B, Ge, Sr, As, Ga, Pb 6.2. Serpentinização. O processo de serpentinização é um influente fator, uma vez que a substituição dos minerais primários (olivinas e piroxênios) por minerais secundários (serpentinas e anfibólios) ocorre sem perda na capacidade de retenção do níquel, o que resulta em minerais com certa estabilidade face aos processos intempéricos, sobretudo no início da alteração, sofrendo posteriormente uma marcada degradação e praticamente desaparecimento do perfil (DALVI et al, 2004; MELFI, 1974). No entanto, esse processo não é estritamente necessário para ocorrência da concentração supergênica do níquel. De acordo com Strieder (1992), a mineralogia primária de rochas ultramáficas, essencialmente anidra, é instável frente a praticamente quaisquer condições metamórficas. Então, a serpentinização representa um processo de metamorfismo 41 acompanhado de processo hidrotermal metassomático, de forma que a separação desses dois processos muitas vezes não é possível (STRIEDER, 1992). Esse processo é, caracteristicamente, desenvolvido sobre rochas básicas (45 a 52% de SiO2) e ultrabásicas (<45% de SiO2) em condições de metamorfismo regional de fácies xisto-verde (CERNY, 1968). Strieder (1992) expõe que essa transformação em minerais hidratados pode ser explicada, unicamente, com a adição de OH- nas rochas máficas-ultramáficas. De acordo com Wicks (1979), há uma ordem de serpentinização para os minerais das rochas ultramáficas, que parecem respeitar suas condições de pressão e temperatura de formação. Dessa forma, os minerais ultramáficos apresentam a seguinte predisposição à serpentinização: olivinas > ortopiroxênios > clinopiroxênios. Os correspondentes hidratados comuns são: lizardita > crisotila > brucita, na ordem de predominância, acompanhados ainda de magnetita. De acordo com Szabó (1996), os padrões estruturais em que se inserem as rochas do GBMF, com terrenos recortados por sistemas de fraturas, falhas e cisalhamentos, seguido das condições metamórficas, com graus variados, com a fase final marcada por decréscimo desse grau metamórfico, acompanhado de ampla percolação de fluidos aquosos, torna praticamente impossível o reconhecimento de rochas da suíte ultramáfica sem superposição de serpentinização e/ou talcificação. Esse fato é mais expressivo em rochas portadoras de minerais anidros formados em condições de temperatura e pressão mais altos, como olivinas e ortopiroxênios, que são mais reativos na presença de fluidos. Estudos petrográficos mostram uma sequência evolutiva nos processos metassomáticos das rochas do GBMF na região da Faixa Mumbuca, próximo à região dos dois alvos de pesquisa, que é iniciado com antofilitização, seguido de serpentinização, cloritização e talcificação (FILGUEIRAS, 2000). Apesar dessa ordem, não é incomum que haja etapas fora dessa sequência ou mesmo supressão de alguma fase. Os tipos de serpentinização são diversos, a depender das características termodinâmicas e/ ou físico-químicas, a exemplo de pressão e disposição de água, temperatura, migração de elementos e as próprias características físicas e químicas da rocha a ser serpentinizada (SANFORD, 1981; STRIEDER, 1992), o que explica ainda as coexistências mineralógicas ao final do processo. 42 De acordo com Filgueiras (2000), os processos de serpentinização da faixa Mumbuca compõem transformação em sistema aberto, com as seguintes características:  Inicialmente seletivo, seguindo a mineralogia olivina → serpentinas e piroxênios → talco;  Encontram-se serpentinas ao longo de veios, substituindo clorita e Ca-anfibólios, o que resulta em serpentinização generalizada;  Por vezes a serpentinização pode ser superada pela talcificação, resultando em talco xistos;  Pode ocorrer um estágio intermediário dessa evolução, representada por antofilitos.  Szabó (1996) aponta ainda a possibilidade de carbonatação localizada, como sequência da série de transformações destacadas, demonstrando esse fator para a região da faixa Alpinópolis. De acordo com Filgueira (2000), os serpentinitos podem ser tanto resultado de porções de dunitos e/ou peridotitos cumuláticos quanto de litotipos não cumuláticos, sendo esse último caso associado à serpentinização generalizada. Essa situação é corroborada por Szabó (1996), onde aponta que ao menos parte dos serpentinitos da faixa Alpinópolis seria derivado de litotipos portadores de anfibólio cálcico. Em comum, aponta-se também a formação de magnetitas associadas ao processo de serpentinização (SZABÓ, 1996; FILGUEIRAS, 2000). 6.3. Processo de lateritização. A lateritização é um processo de intemperismo que compreende um período de alteração química, física e mineral, o qual exige prolongado período de clima quente tropical a subtropical úmido e condições específicas de tectonismo. O desenvolvimento do processo laterítico resulta em um zoneamento químico e mineralógico, geralmente subhorizontal, devido ao transporte de alguns elementos químicos em detrimento de outros. Quando desenvolvido sobre rochas ultramáficas serpentinizadas, tem-se o último passo do modelo de gênese dos depósitos de níquel laterítico. De acordo com Smirnov (1982), o soerguimento tectônico atuante durante o processo não pode ser intenso, o que faria com que o maciço ficasse exposto ao intemperismo físico, erodindo assim o perfil laterítico. Em contrapartida, esse soerguimento também não pode ser fraco ou ausente, uma vez que a estabilidade faria o 43 perfil caminhar para estagnação, resultando assim em uma camada de alteração pouco espessa. Os mantos intempéricos de maiores espessuras e melhor desenvolvidos podem ser observados nas regiões tropicais e subtropicais (Figura 5). Isso se deve ao fato de que os principais agentes responsáveis pelo desenvolvimento do perfil laterítico são abundantes nas regiões regidas por esse clima. São esses elementos: a água, o oxigênio, o ácido carbônico, demais ácidos, ação de organismos e variações de temperatura (SMIRNOV, 1982), cujos papéis podem assim serem descritos: Figura 5 – Zonalidade regional dos mantos de intemperismo observados em seção meriodional. Fonte: adaptado de Smirnov (1982) e Biondi (2003).  A água é o agente mais ativo, responsável pelo carreamento e deposição dos compostos químicos; dissolução dos compostos responsáveis pelo intemperismo da rocha (ácido carbônico, oxigênio e demais ácidos); decomposição dos minerais na rocha; regulagem das condições físico-químicas do processo, de acordo com a variação do pH, do potencial de oxidação (Eh) e das substâncias químicas nela dissolvidas.  O oxigênio é responsável pelas reações de oxidação durante o desenvolvimento do perfil laterítico.  O ácido carbônico participa tanto do processo de oxidação durante o 44 desenvolvimento do perfil laterítico, como também é responsável pela transformação de certos silicatos em compostos carbonatados. Os demais ácidos intensificam o processo de intemperismo da rocha, responsável pela liberação de elementos químicos das águas e também controlando o pH da própria água.  Os organismos contribuem para o intemperismo da rocha, de forma que recompõem o ácido carbônico e o oxigênio das águas e auxiliam na infiltração das águas pluviais.  As variações na temperatura auxiliam no processo de decomposição da rocha e também auxiliam no intercâmbio de gases na água. A distribuição dos elementos químicos ao longo do perfil laterítico obedece à mobilidade de cada elemento químico nas condições de desenvolvimento desse perfil. Essa mobilidade relativa dos elementos pode ser observada na Tabela 2. Tabela 2 – Descrição da mobilidade relativa dos elementos químicos em condições de desenvolvimento do perfil laterítico. Fonte: adaptado de Smirnov (1982) e Robb (2004). Número da Série Grau de Mobilidade Elementos Coeficiente de mobilidade em água I Lixiviados intensamente Cl, Br, I, S n.10 – n.100 II Lixiviados facilmente Ca, Na, Mg, K, F n III Móveis SiO2, P, Mn, Co, Ni, Cu n.10-1 IV Imóveis Fe, Al, Ti n.10-2 Dessa forma, é consenso entre diversos autores (SMIRNOV, 1982; MELFI et al, 1981; BRAND et al, 1998; ROBB, 2004; MARSH et al, 2013; dentre outros) que, a respeito do comportamento geoquímico dos principais elementos, com enfoque no níquel, um perfil laterítico típico (Figura 6) que pode assim ser descrito:  A sílica, como elemento móvel, é normalmente encontrada na base do perfil de alteração, formando um reticulado denominado ‘’boxwork’’, típico de concentrações supergênicas. O magnésio apresenta o mesmo comportamento, podendo se precipitar na forma de magnesita na base do perfil de alteração, apesar disso, pode ocorrer também na forma de veios em porções mais superiores ou mesmo ser carreado pelo lençol freático.  Os elementos imóveis, como o ferro, vão se fixar na forma de óxidos e hidróxidos nas porções mais externas do perfil de alteração, compondo as couraças ou concreções ferruginosas. 45 Figura 6 – Perfil laterítico ideal desenvolvido sobre serpentinitos, resultando em horizontes com concentrações relativas de elementos químicos, de acordo com a mobilidade relativa de cada elemento. Fonte: modificado de Smirnov (1982).  Elementos como o níquel mostram mobilidade relativamente maior que o ferro e menor que a sílica. Com isso, esse sofre lixiviação e se precipita na porção intermediária do perfil de alteração, constituindo principalmente argilominerais (esmectitas niquelíferas) ou serpentinas níquelíferas, seguindo o ciclo de reações: (Ni↓)(Mg,Fe)3(Si2O5)(OH)4+ 3H+ +2(H2O)= 2H4SiO4 (aq) + FeOOH(Ni)(OH)2 + Mg2 serpentina + hidrogênio+água= ác. silícico + goethita niquelífera + mag. Enquanto isso, o níquel que se associa ao ferro na goethita pode sofrer a reação de lixiviação: FeOOH(Ni)(OH)2 + 2H+ = FeOOH + Ni2 + + 2H2O goethita niquelífera + hidrogênio = goethita + níquel + água O níquel liberado pode migrar no perfil de intemperismo e, no caso da serpentina, substituir o magnésio, formando serpentina niquelífera, segundo a reação: Mg3Si2O5(OH)4 + Ni2 + = MgNi2Si2O5(OH)4 + Mg2 + 46 serpentina + níquel = serpentina niquelífera + magnésio Ou mesmo, o níquel pode ser associar a demais elementos em solução e compor esmectitas niquelíferas, garnieritas ou pimelitas, dentre outros argilominerais: Ni3Si4O10(OH)2.4(H2O) - pimelita (Ni, Mg)6(OH)6Si4O10.H2O - garnierita Os depósitos lateríticos com ocorrência de níquel foram alvo de diversas classificações ao longo do tempo, baseadas em características como alteração da rocha primária, clima, condições de drenagem, história geomorfológica e composição (BUTT, 1975; GOLIGHTLY, 1979 e 1981). Possivelmente, a classificação menos subjetiva, e mais aplicável, seja aquela com base na mineralogia principal que retém/hospeda o níquel, assim descrita por Brand et al (1998):  Tipo A: depósito de níquel dominado por silicatos, onde os principais minerais hospedeiros de níquel são silicatos hidratados de Ni-Mg (p. e. garnierita e lizardita), consistindo assim de uma mistura de minerais melhor cristalizados e outros neoformados, geralmente com perfil mais profundos. Nesse caso, o conteúdo de níquel em um único mineral não ultrapassa 20%;  Tipo B: depósito de níquel dominado por silicatos, onde os principais minerais hospedeiros de níquel são argilas esmectíticas, minerais com baixo grau de cristalização, comumente presentes na parte superior do saprolito ou nos horizontes pedogenéticos. Nesses casos o níquel se fixa entre as camadas da argila ou dentro da camada octaédrica, de forma que em um único mineral o conteúdo de níquel será de 1 a 1,5%;  Tipo C: depósito de níquel dominado por óxidos, onde os principais minerais hospedeiros de níquel são óxidos/hidróxidos de ferro, formando uma camada no horizonte pedogenético, sendo assim comuns de serem encontrados recobrindo depósitos silicatados. Nesses casos o níquel é hospedado pela goethita bem cristalizada ou outros óxido/hidróxidos de ferro mal cristalizados, sendo que a goethita pode chegar a conter teores superiores a 5% de níquel. Apesar da menor subjetividade, essa classificação engloba 80% dos depósitos mundiais no Tipo A. Também é comum a presença de todas essas mineralogias hospedeiras em um único depósito, de forma que a distinção se dá pela observação da prevalência de uma delas. 47 7. Prospecção de alvos potenciais para ocorrência de concentrações supergênicas de níquel. O processo de prospecção de alvos potenciais para ocorrência de concentração supergênica de níquel no sudoeste de Minas Gerais se baseou nas características básicas supracitadas para ocorrência de níquel laterítico. A área de prospecção regional, que engloba a sequência metavulcanossedimentar do Morro do Ferro, abriga litotipos máficos-ultramáficos serpentinizados (TEIXEIRA, 1978; CARVALHO et al, 1993), assegurando assim a rocha-mãe potencial para o modelo. Associado a essa sequência, e contíguos na área de prospecção regional, se desenvolveram dois empreendimentos minerais importantes, voltados para