DISSERTAÇÃO DE MESTRADO

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1 1 UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS PROGRAMA DE PESQUISA E PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOLOGIA ÁREA DE CONCENTRAÇÃO: PETROLOGIA, METALOGÊNESE E EXPLORAÇÃO MINERAL DISSERTAÇÃO DE MESTRADO ENRIQUECIMENTO EM MAGNETITA E HEMATITA EM ZONAS DE CISALHAMENTO DE CINTURÕES OROGÊNICOS INTRACONTINENTAIS: O EXEMPLO DO SETOR NORTE DO ORÓGENO ARAÇUAÍ-OESTE CONGO, BRASIL MICHELLI SANTANA SANTOS SALVADOR 2017

2 2 ENRIQUECIMENTO EM MAGNETITA E HEMATITA EM ZONAS DE CISALHAMENTO DE CINTURÕES OROGÊNICOS INTRACONTINENTAIS: O EXEMPLO DO SETOR NORTE DO ORÓGENO ARAÇUAÍ-OESTE CONGO, BRASIL Michelli Santana Santos Orientadora: Profa. Dra. Simone Cerqueira Pereira Cruz Tese de Mestrado apresentada ao Programa de Pós-Graduação em Geologia do Instituto de Geociências da Universidade Federal da Bahia como requisito parcial à obtenção do Título de Mestre em Geologia, Área de Concentração: Petrologia, Metalogênese e Exploração Mineral. Salvador 2017

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5 "A ciência é uma disposição de aceitar os fatos, mesmo quando eles são opostos aos desejos (B. F. Skinner) 5

6 6 AGRADECIMENTOS Agradeço a todas as Deusas e Deuses que me iluminaram ao longo das transformações que ocorreram em minha vida. Agradeço aos meus pais Miraneide e Jorgival pelo amor, cuidado e apoio nas decisões que nortearam meu futuro. Sou imensamente grata a vocês e ao meu irmão Franciel por dividirem comigo os momentos da infância. Agradeço às minhas avós, tias (os), primas (os), em especial minha tia Linda por ter despertado em mim o interesse pela terra e por ser um apoio fundamental ao longo desses anos. Agradeço ao meu companheiro Durval, Pretinha e Haze, por serem a família que escolhi para amar e por fazerem parte da transformção dia-a-dia. À todos os meus amigos geológicos, mena, mila, tiago, alemão, nati, cela, luiza (Xuxu), rodrigo (06) gersonita, Maurício, neto, dani, trilobirita, mauro, felipet, Pará, charles, moitinha, naiara, dinha, Ruy, didica, vivi, renilada e tantos outro que aguentaram as deformações com parceria e felicidade. E aos meus amigos capônicos Matheus, Adriana e Maria joana pelo carinho e generosidade que me fortaleceram nos momentos de angústia. À minha orientadora Simone Cruz pela amizade, dedicação e paciência em transformar-me mestre e a todos os meus professores: Osmário, André Neto, Ricardo Fraga, Misi, Ernandes, Hailton, Ângela, Moacyr, Henrique, César, Telinho, Johildo, Jailma e Reinaldo por terem contribuído e despertado em mim o amor pela geologia. À empresa Biominer por ter fornecido os dados e suporte de campo, ao Serviço Geológico do Brasil por ter disponibilizado os laboratórios e os funcionários que me ajudaram na preparação das amostras, em especial Cristina e Ritinha. À José Tanus pela assistência no corel e na impressão. À Adriana e Ana Alkmim do laboratório da UFOP e à Nilson e os técnicos do laboratório da UnB pela ajuda na aquisição dos dados. À todos os funcionários do IGEO pelo funcionamento da engrenagem, em especial Bossal, mércia, marcelinho, Jairo, Gil e Dêra. E por fim, porém de extrema importância, gostaria de agradecer ao sistema de cotas que permitiu meu ingresso em uma universidade pública e de qualidade. Por isso, FORA TEMER!

7 7 RESUMO A Sequência Metavulcanossedimentar Igaporã-Licínio de Almeida está inserida na borda leste do Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos do Espinhaço Setentrional, um dos componentes do Corredor do Paramirim, na porção intracontinental do Orógeno Araçuaí. O objetivo principal desse trabalho é entender os processos metalogenéticos que levaram à magnetitização e à hematitização em protominérios estéreis situados em cinturões de dobramentos e cavalgamentos de orógenos intracontinentais. Na área de estudo ocorrem xistos máficos, itabiritos quartzosos, anfibolíticos e carbonáticos e rochas carbonatossilicáticas. Os domínios magnetitizados e hematitizados ricos ocorrem, principalmente, nos itabiritos. A geometria geral do depósito está relacionada com a presença de duplexes compressionais com topo estrutural para SW. Essas são estruturas relacionadas com a Zona de Cisalhamento Carrapato e, como elementos de maior escala contém uma foliação Sn, que é representada por um bandamento composicional e por uma xistosidade paralelizada a ele. A foliação Sn foi observada em todas as escalas e nos itabiritos transpõe uma foliação Sn-1 presente em dobras isoclinais intrafoliais. Estruturas S/C/C, boudins, pinch andswell, bem como dobras em bainha e dobras em cortina são coetâneas à formação dessa foliação metamórfica de transposição. Uma lineação de estiramento mineral (Lxn) da mesma fase deformacional integra o arcabouço estrutural, bem como uma incipiente foliação que trunca a S n- 1//Sn e que se relaciona com as dobras em cortina. A alteração hidrotermal é coetânea com o desenvolvimento das zonas de cisalhamento, tendo sido identificados estágios de potassificação (biotitização e moscovitização), alteração à clorita, carbonatação, alteração a carbonato e formação de óxidos de ferro (magnetita e hematita). A magnetita hipogênica aloja-se em estruturas C e em charneiras de dobras isoclinais intrafoliais. Essa geração cresce incluindo silicatos e carbonatos esqueletiformes ou formando bordas de corrosão em: (i) ferri-tschermakita e oligoclásio em xistos máficos; (ii) carbonato, actinolita, quartzo, biotita em rochas carbonatossilicáticas; (iii) quartzo em itabiritos quartzosos; (iv) cumingtonita e quartzo em itabirito anfibolítico; e (v) quartzo, carbonato e moscovita em itabiritos carbonáticos. Além disso, esses óxidos de ferro também substituem moscovita, carbonatos, epidoto e porfiroblastos de anfibólios que truncam a Sn. A hematita é platiforme e ocorre em agregados policristalinos marcando a foliação Sn-1//Sn, bem como a foliação plano axial (Sn) em dobras isoclinais intrafoliais. A sua formação sugere condições de maior oxidação do sistema hidrotermal. Determinações por LA-ICPMS mostram que, de forma geral, nos itabiritos quartzosos e anfibolíticos as magnetitas hipogênicas são mais ricas em Elementos Terras Raras Leves do que as magnetitas precoces e sua composição se aproxima da composição da rocha encaixante da mineralização. A formação de domínios com enriquecimento em hematita e magnetita está relacionada com a percolação de fluidos hidrotermais que dissolveram silicatos, remobilizaram uma primeira geração de magnetita em itabiritos e precipitaram uma segunda geração desse mineral aproveitando estruturas de cisalhamento ediacaranas. Palavras-chave: Orógeno intracontinental, alteração hidrotermal, zonas de cisalhamento, duplexes.

8 8 ABSTRACT The Igaporã-Licínio de Almeida Metavolcano-sedimentary Sequence is located at the eastern border of the Northern Espinhaço Thrust and Fold Belt, one of the components of the Paramirim Corridor, in the intracontinental portion of the Araçuaí Orogen. The main objective of the present study was to understand the metallogenetic processes that lead to the magnetization and hematitization in sterile proto-ores located in thrust and fold belts of intracontinental orogens. Mafic schists, itabirites of quartz, amphibolite and carbonate composition, and carbonate-silicate rocks occur in the study area. Rich magnetized and hematitized domains occur mainly in itabirites. The general geometry of the deposit is related to the presence of compressional duplexes that present their structural top towards SW. These structures are related to the Carrapato Shear Zone and contain as large scale elements S n foliation, which is represented by compositional banding and parallel schistosity. S n foliation was observed at all scales and in the itabirites it transposed S n-1 foliation present in intrafolial isoclinal folds. S/C/C, boudins, pinch-and-swell structures, as well as sheath and curtain folds are coetaneous with the formation of this metamorphic transposition foliation. Mineral stretching lineation (Lxn) from the same deformational phase integrates the structural framework, as well as an incipient foliation that truncates S n-1 //S n and is related to curtain folds. Hydrothermal alteration is coetaneous with the development of shear zones, where stages of potassification (biotitization and muscovitization), alteration into chlorite, carbonation, alteration into carbonate, and formation of iron oxides (magnetite and hematite) were identified. Hypogenic magnetite lodges itself in C structures and in fold axes of intrafolial isoclinal folds. This generation grows either including silicates and skeletal carbonates or forming corrosion edges in: (i) ferrotschermakite and oligoclase in mafic schists; (ii) carbonate, actinolite, quartz, biotite in carbonate-silicate rocks; (iii) quartz in quartz-rich itabirites; (iv) cummingtonite and quartz in amphibolitic itabirites; and (v) quartz, carbonate, and muscovite in carbonate itabirites. In addition, this iron oxide also replaced muscovite, carbonates, epidote, and are found in porphyroblasts of amphiboles that truncate the S n foliation. Hematite is platy-shaped and occurs in polycrystalline aggregates, characterizing the S n-1 //S n foliation, as well as the axial plane foliation (S n ) in intrafolial isoclinal folds. Its formation suggests higher oxidation conditions of the hydrothermal system. The LA-ICPMS technique showed that, in general, in quartz-rich and amphibolitic itabirites, hypogenic magnetites are richer in Light Rare Earth Elements than early magnetites, and their composition is close to that of the country rock of the mineralization process. The formation of hematite- and magnetite-enriched domains is related to the percolation of hydrothermal fluids that dissolved silicates, remobilized the first generation of magnetites in itabirites, and precipitated a second generation of this mineral taking advantage of Ediacaran shear structures. Keywords: Intracontinental orogen, hydrothermal alteration, shear zones, duplexes.

9 9 SUMÁRIO CAPÍTULO 1- INTRODUÇÃO GERAL CAPÍTULO 2 - ENRIQUECIMENTO EM MAGNETITA E HEMATITA EM ZONAS DE CISALHAMENTO DE CINTURÕES OROGÊNICOS INTRACONTINENTAIS: O EXEMPLO DO SETOR NORTE DO ORÓGENO ARAÇUAÍ-OESTE CONGO INTRODUÇÃO O DISTRITO FERROMANGANESÍFERO IGAPORÃ - LICÍNIO DE ALMEIDA GEOLOGIA REGIONAL MATERIAIS E MÉTODOS GEOLOGIA DO DEPÓSITO Unidades Geológicas Arcabouço Estrutural Caracterização Petrográfica Localização e tipos de domínios enriquecidos em ferro Química Mineral Geotermômetro Análises químicas de óxidos de ferro por LA-ICPMS SISTEMA HIDROTERMAL - ALTERAÇÃO HIDROTERMAL E O ENRIQUECIMENTO EM FERRO Estágios de alteração hidrotermal hipogênica do Depósito Espírito Santo e sucessão paragenética Influência da rocha encaixante na composição da magnetita hipogênica e comparações com outros depósitos Controle estrutural e modelo evolutivo da mineralização CONCLUSÕES CAPÍTULO 3 CONCLUSÕES APÊNDICE A JUSTIFICATIVA DA PARTICIPAÇÃO DOS CO-AUTORES APÊNDICE B - G RESULTADO DAS ANÁLISES DE MICROSSONDA APÊNDICE H R RESULTADO DAS ANÁLISES POR LA-ICPMS APÊNDICE S ANÁLISE QUIMICA DE ROCHA TOTAL APÊNDICE T REGRAS DE FORMATAÇÃO DA REVISTA APÊNDICE U TERMO DE SUBMISSÃO...135

10 10 CAPÍTULO 1 INTRODUÇÃO GERAL A região setentrional do Orógeno Araçuaí-Oeste Congo abriga o Corredor do Paramirim (Fig. 1), que representa um domínio de máxima inversão ediacarana do Aulacógeno do Paramirim (Cruz e Alkmim, 2006), desenvolvido entre 1.75 e 0.67 Ga (Cruz e Alkmim, 2006; Pedrosa Soares e Alkmim, 2011). Como componentes do Corredor do Paramirim têm-se os cinturões de dobramentos e cavalgamentos da Serra do Espinhaço Setentrional e da Chapada Diamantina (Fig. 1), cujo embasamento é constituído por metagranitoides estaterianos e gnaissificadas da Suíte Intrusiva Lagoa Real e por sequências proterozoicas dos supergrupos Espinhaço e São Francisco (Cruz et al. 2012). Em especial, o embasamento do Cinturão Dobramentos e Cavalgamentos da Serra do Espinhaço compreende, principalmente, as rochas da Sequência Metavulcanossedimentar denominada de Caetité - Licínio de Almeida por Cunha et al., (2012) e renomeada nesse trabalho para Sequência Metavulcanossedimentar Igaporã - Licínio de Almeida. Essa sequência compreende quartzitos, xistos manganesíferos, xistos máficos (rochas metavulcânicas), itabiritos, mármores, alguns manganesíferos, e rochas carbonatossilicáticas, algumas manganesíferas (Borges, 2008, 2012; Borges et al., 2010; Santos, 2014). Nela, desde 1950 foram desenvolvidas um total de 35 minas, a maioria de manganês (Borges, 2012). Os itabiritos dessa sequência foram estudados por Rocha et al. (1998), Borges (2008, 2012), Borges et al. (2010), Viveiros (2012), Santos (2014), Fernandes et al. (2016), Santos et al. (2016), mas muito ainda há para ser pesquisado sobre essas rochas. Recentemente, a empresa Biominer encontrou um depósito com domínios magnetitizados e hematitizados, que foi inicialmente estudado por Santos (2014). Esse depósito denomina-se Espírito Santo e localiza-se a norte da cidade de Caetité, sendo o objeto deste trabalho. Os principais depósitos de minério de ferro hematítico de alto teor estudados por Beukes et al. (2003), Hagemann et al. (2006, 2016), Dalstra e Rosière (2008), Angerer et al. (2015), entre outros, ocorrem geralmente, mas não necessariamente, em itabiritos e Formações Ferríferas Bandadas (BIF s) neoarqueanas e proterozoicas, com forte controle estrutural por dobras e/ou zonas de cisalhamento (Dalstra e Rosière, 2008; Duuring e Hagemann, 2013; Figueiredo e Silva et al., 2013; Hagemann et al., 2016). Eles são exemplificados por depósitos de classe mundial

11 11 descobertos na África do Sul (Sishen-Beeshoek e Thabazimbi), Brasil (Quadrilátero Ferrífero e Carajás), Índia (Noamundi e Dalli-Rajhara) e Austrália (Província de Hamersley). Nesses depósitos, os teores de ferro total variam entre 60 a 67% (Beukes et al., 2003).

12 12 Fig. 1. Contexto geológico e localização da área de estudo indicada pela seta vermelha. Modificado de Cruz et al. (2016). Segundo Beukes et al. (2003) e Hagemann et al. (2016), e de maneira geral, a formação do minério de ferro de alto teor possui gênese relacionada com processos supergênicos, hidrotermais e hidrotermais-supergênicos. Embora a interação de fluidos hidrotermais e fluidos supergênicos serem discutida por muitos depósitos de minério de ferro, um link entre esses processos não é sempre bem estabelecido devido à atuação de processos supergênicos sobre assembleias de origem profunda, dificultando a identificação das mesmas frente à natureza destrutiva da trama pela supergênese (Angerer et al., 2015). A rocha hospedeira da mineralização pode ser uma rocha ferrífera, como por exemplo, formações ferríferas bandadas dos depósitos de Carajás (Rosière; Chemale Jr, 2000; Lobato et al., 2005; Figueiredo e Silva et al., 2009, 2011), Harmersley (Angerer; Hagemann, 2010; Angerer et al., 2015), Noamundi (Beukes et al., 2008) ou itabiritos do depósito do Quadrilátero Ferrífero (Rosière; Rios 2004; Rosière et al., 2008), além de rochas máficas / ultramáficas do depósito da Serra do Lontra em Ibicuí- BA (Santos et al., 2014). Os depósitos de alto teor, por sua vez, podem ser hematíticos (Ex. Harmersley, Carajás) ou magnetítico (Matthew Ridge, Austrália). Para Hagemann et al. (2006, 2016), o enriquecimento em ferro por processos hidrotermais hipogênicos é causado por uma variedade de fluidos que apresentam diferenças significativas na química, na fonte e são formados por processos hidrotermais que atuam na modificação da rocha encaixante. Poucos são, ainda, os trabalhos que se dedicaram a esse tema, principalmente para depósitos ricos em magnetita. Em geral, para esse mineral os trabalhos são descritivos e de caracterização. Por outro lado, para a hematita há uma maior variedade de trabalhos. Segundo Ohmoto (2003), a transformação hidrotermal de magnetita em hematita é um mecanismo responsável pela formação de minério de alto teor. Como proposto incialmente por Cannon (1976), essa transformação seria ocasionada pela lixiviação hidrotermal da sílica e do Fe +2 das formações ferríferas bandadas. No modelo para formação de depósitos de alto teor de ferro epigenéticos proposto por Ohmoto (2003), os mesmos fluidos hidrotermais que lixiviaram a sílica, teriam lixiviado o Fe +2 da magnetita para a formação da hematita (Fig. 2). Morris (1985) discutiu inicialmente essa transformação de magnetita para hematita com base no aumento da fugacidade do oxigênio (Equação 1): 2Fe3O4 (mag) +1/2O2 (g) = 3Fe2O3 (hem) (Equação 1) (mag magnetita; g gás; hem hematita)

13 13 De acordo com Lasaga (1998) e Ohmoto (2003), a hematita também pode ser formada a partir de uma reação do tipo ácido/base, como exemplificado pela equação 2, especialmente em condições de baixo Ph, pressões elevadas e temperaturas de aproximadamente 300 C. Fe3O4 (mag) + 2H = Fe2O3 (hem) + Fe +2 + H2O (Equação 2) (mag magnetita; hem hematita) Fig. 2. Mecanismo proposto para a transformação de formações ferríferas bandadas em minério de ferro hematítico de alto teor. Fonte: Ohmoto (2003). Os volumes molares de magnetita e hematita são, respectivamente, 44,524cm 3 e 30,274 cm 3 (Robie et al., 1978). Para Ohmoto (2003), a transformação de magnetita em hematita através da oxidação irá resultar em uma diminuição do volume de 0,89 cm 3 por um mol de magnetita, ou seja, apenas uma diminuição de 2% do volume. Em contraste, a reação ácido-base produz uma diminuição do volume de 14,25 cm 3 por um mol de magnetita, ou seja, uma diminuição de 32% do volume, o que resulta em um aumento significativo da permeabilidade das rochas, facilitando as reações fluido/rocha que transformam os protominérios bandados em minério de ferro hematítico de alto teor. A elevada porosidade e a coexistência de pirita e hematita em minérios hematíticos do Depósito de Tom Price, Província Hamersley, Austrália (Taylor et. al., 2001) apoia

14 14 a hipótese defendida por Ohmoto (2003), que a transformação de magnetita em hematita ocorre por lixiviação de Fe +2 através de uma reação de ácido/base. Segundo esse autor, se a transformação de magnetita em hematita tivesse ocorrido simplesmente por uma reação de oxidação, a pirita deveria ter sido completamente oxidada para formar hematita, já que as taxas de oxidação de pirita são maiores do que da magnetita (Kamei e Ohmoto, 2000). Para Hagemann et al. (2006), dois tipos de processos geoquímicos possuem importância significativa na transformação de formações ferríferas bandadas para minério de alto teor hematítico. O primeiro é a dessilicilificação (Mclellan et al., 2004) e decarbonatação a partir da dissolução da sílica e carbonato através de águas quentes oriundas de fluidos hidrotermais bacinais e subsaturadas nesses elementos. O segundo processo envolve a alteração da magnetita para hematita por meio da oxidação via fluidos hidrotermais e mudança de Ph em virtude da lixiviação de Fe +2 da magnetita. Por sua vez, para Beukes et al. (2008), a dissolução seletiva de sílica e a substituição seletiva da trama pela hematita microtabular resulta na formação de minérios laminados e compactos. Esse modelo implica que o ferro ferroso seja transportado ou remobilizado por fluido hidrotermal, o que implica em uma redução. Em situações de baixa fugacidade de oxigênio a transformação de magnetita para hematita pode tornar-se essencialmente dependente da temperatura com formação de hematita a uma temperatura menor do que a magnetita (Frost, 1991). Logo, a transformação hidrotermal de magnetita para hematita pode refletir um resfriamento do sistema hidrotérmico que pode ser atribuído a um aumento na fugacidade em oxigênio (Hagemann et al, 2006). A área de estudo, representada pelo alvo ferrífero Espírito Santo, dista cerca de 655 km a sudoeste de Salvador. Está localizada a norte de Caetité (Fig. 3), no limite municipal entre Caetité e Igaporã, nas proximidades do povoado Cerquinha. Os resultados dos estudos realizados por Santos (2014) na Sequência Metavulcanossedimentar Igaporã - Licínio de Almeida identificaram domínios magnetitizados e hematitizados, cujos protominérios são, principalmente, itabiritos. Diante do exposto, algumas questões foram levantadas e nortearam este trabalho: (i) qual o arcabouço litológico da Sequência Metavulcanossedimentar Igaporã - Licínio de Almeida no alvo estudado? (ii) qual o arcabouço estrutural no alvo selecionado e o controle estrutural dos domínios magnetíticos e hematíticos de alto teor de ferro?

15 15 (iii) quais os tipos de domínios enriquecidos em ferro e a composição dos minerais de minério? (iv) qual a sucessão paragenética, quais os tipos de alteração hidrotermais encontrados e qual o seu time com relação às deformações? Responder a essas perguntas representa dar um passo significativo no estudo do sistema metalogenético em questão, bem como colaborar com o entendimento da gênese dos depósitos de ferro da região. Fig. 3. Mapa de localização da área de estudo. A área está delimitada com um polígono vermelho. Fonte: IBGE (1967). O objetivo principal do trabalho é entender os processos metalogenéticos que levam à magnetitização e à hematitização em protominérios estéreis situados em cinturões de dobramentos e cavalgamentos de orógenos intracontinentais. Como objetivos específicos, têm-se: a) identificar e caracterizar as litologias do depósito Espírito Santo; b) determinar as estruturas deformacionais e identificar o controle estrutural dos domínios hematíticos e magnetíticos; c) caracterizar os tipos de domínios ricos em ferro e determinar as características químicas dos minerais de minério encontrados;

16 16 d) determinar as paragêneses associadas com o metamorfismo regional e com as alterações hidrotermais responsáveis pela formação dos domínios magnetitizados e hematitizados, bem como os tipos de alteração hidrotermais nesses domínios; e) propor um a evolução metalogenética para o depósito estudado com ênfase no sistema tectônico regional. Como justificativa desse estudo, os Greenstone Belts e Sequências metavulcanossedimentares similares têm sido alvo de pesquisas sistemáticas, sobretudo no que diz respeito a programas de exploração mineral, devido a sua associação com mineralizações de ferro, ouro e metais base. Para o caso do ferro, quando truncados por zonas de cisalhamento, protominérios itabiríticos das sequências metavulcanossedimentares podem tornar-se enriquecidos pela circulação de fluidos hidrotermais e os teores de ferro total podem atingir valores acima de 60 % (Rosière e Rios 2004; Rosière et al., 2008; Beukes et al. 2008; Angerer e Hagemann, 2010; Angerer et al., 2015; Hagemann et al., 2016 entre outros autores). No Corredor do Paramirim sequências desse mesmo tipo são truncadas por zonas de cisalhamentos ediacaranas (Cruz e Alkmim, 2006). Em especial, tem-se a Zona de Cisalhamento Carrapato (Danderfer Filho 2000, Cruz et al., 2012) que trunca as unidades da Sequência Metavulcanossedimentar Igaporã - Licínio de Almeida, definida neste trabalho. Essa sequência hospeda itabiritos com baixo a médio teor em magnetita que foram posteriormente enriquecidos nesse mineral e em hematita Entretanto, apesar do significativo avanço no conhecimento geológico regional relacionado com as imediações da cidade de Caetité e do grande interesse econômico por empresas privadas, ainda há imensa carência no estudo das tipologias de minério de ferro, das suas características e controles geológicos e de um modelo metalogenético que contemple a mineralização de ferro hidrotermal. Sendo assim, esse estudo irá somar esforços para o entendimento dos processos geológicos e metalogenéticos responsáveis para formação da mineralização de ferro em uma das mais promissoras províncias metalogenéticas do Estado da Bahia. Além disso, há um grande interesse científico, nacional e internacional, para se entender os processos mineralizantes de depósitos hipogênicos de ferro de alto teor em domínios orogênicos, especialmente quando há mais de um estágio de formação de minérios. Para cumprir com os objetivos propostos foram realizados: (i) revisão e atualização bibliográfica, com levantamento das principais publicações sobre a geologia e metalogenia do ferro e da área de estudo. Foram consultados artigos científicos, dissertações, teses, resumos científicos e monografias com abordagem em temas relacionados com

17 17 depósitos de ferro de alto teor, bem como publicações e projetos institucionais que envolvem a região em foco; (ii) trabalhos de campo, totalizando 10 dias efetivos. Na primeira etapa foi realizado o mapeamento geológico da área e coleta de 40 amostras para estudos petrográficos, microestruturais e de química mineral. Na segunda etapa de campo foram descritos três testemunhos de sondagem com espaçamento de 200 m entre eles; (iii) trabalho de escritório com confecção do mapa geológico subsidiado pelos mapas geofísicos de magnetometria terrestre e aérea, ambos fornecidos pela empresa Biominer. Esse mapa foi elaborado no Software Arcgis 10.1 e com o WGS-84 como datum de referência; Por fim, os testemunhos de sondagem foram digitalizados e integrados com auxílio do Software CorelDRAW X7; (iv) estudos petrográficos e microestruturais em 40 seções polidas delgadas de amostras coletadas em três testemunhos de sondagem FR-ES-004, 03 e 23 da empresa Biogold. As seções polidas delgadas foram confeccionadas por laminador contratado pela empresa que dá suporte a este estudo. As descrições dessas seções foram realizadas no Laboratório de Petrografia do Curso de Graduação em Geologia do Instituto de Geociências - IGEO e no laboratório do Núcleo de Geologia Básica - NGB, ambos situados na Universidade Federal da Bahia - UFBA. As fotomicrografias foram obtidas por uma câmera digital Olympus acoplada ao microscópio e com auxílo do software Analysis get it; (v) análise estrutural aplicando o modelo clássico de posicionamento espacial das estruturas identificadas e análise dos processos deformacionais em escalas macro, meso e micro. Ao final dessas análises foram individualizadas as gerações dos silicatos, óxidos, carbonatos e sulfetos para cada unidade identificada; (vi) estudos microquímicos em amostras selecionadas utilizando Microssonda Eletrônica para classiticar clorita, anfibólio, carbonato e biotita e epidoto que ocorrem nas paragêneses de alteração hidrotermal. Os dados foram adquiridos no laboratório da Universidade Federal de Brasília pela máquina de marca Superprobe. Depois foi determinada a fórmula estrutural dos minerais analisados. Maiores detalhes são apresentados no corpo do artigo; (vii) estudos microquímicos de elementos traços e terras raras em rocha total e em grãos de magnetita e hematita por ICPMS e LA-ICPMS, respectivamente. Essas análises determinaram as composições químicas dos três tipos de itabiritos identificados e das diferentes gerações de magnetita e de hematita. Os dados foram obtidos em concentrado de rocha total pela empresa

18 18 Bureau Veritas Commodities Canada Ltd. e para as magnetitas e hematidas os dados foram obtidos em seções delgadas polidas, na Universidade Federal de Ouro Preto. Os gráficos foram gerados no Excel, Maiores detalhes são apresentados no corpo do artigo; Além desses métodos aplicados, foram selecionadas amostras de itabiritos para estudos geocronológicos (U-Pb, LA-ICPMS) com a finalidade de determinar a idade máxima de sedimentação da rocha hospedeira da mineralização de ferro e do metamorfismo das rochas. As amostras foram preparadas em laboratório especializado do Serviço Geológico do Brasil (CPRM- SUREG BA). Entretanto, como os grãos de zircão e titanita estavam metamíticos e com pouca representatividade quantitativa, as análises não puderem ser realizadas. Essa dissertação está organizada em três capítulos. No capítulo 1 tem-se a Introdução Geral, com a apresentação do tema, problemas, objetivos, justificativas e materiais e métodos. No capítulo 2 apresenta-se o artigo científico a ser submetido na revista Ore Geology Reviews e no capítulo 3 têm-se as conclusões gerais da Dissertação, com algumas recomendações. Referências Angerer, T., Hagemann, S. G., The BIF-hosted high-grade iron ore deposits in the Archean Koolyanobbing greenstone belt, Western Australia: structural control on synorogenic- and weathering-related magnetite-, hematite-, and goethite-rich iron ore. Econonomic Geology, 105, Angerer, T., Duuring, P., Hagemann, S. G., Thorne, W., T. Mccuaig, T. C., A mineral system approach to iron ore in Archaean and Palaeoproterozoic BIF of Western Australia. Geological Society, London, 393, Beukes, N. J., Gutzmer, J., Mukhopadhyay, J., The geology and genesis of high-grade hematite iron ore deposits: Transactions of the Institute of Mining and Metallurgy, 112, p. B18 - B25. Beukes, N. J., Mukhopadhyay, J., Gutzmer, J., Genesis of High-Grade Iron Ores of the Archean Iron Ore Group around Noamundi, India. Economic Geology, 103, Borges, J. O., Geologia do Distrito Manganesífero de Urandi-Licínio de Almeida: Resultados Preliminares. Monografia Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia p.118. Borges, J. O., Geologia e evolução metalogenética do minério de manganês da mina Lagoa D anta, subdistrito ferro-manganesífero de Caetité-Licínio de Almeida, Bahia. Dissertação

19 19 (Mestrado em Geologia). Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia, Bahia, 216p. Borges, J. O., Cruz, S. C. P., Barbosa, J. S. F., Geologia da Mina de Lagoa D anta, Distrito Manganesífero de Urandi-Licínio de Almeida, Bahia. Apresentação Oral. 45 Congresso Brasileiro de Geologia, Bélem-PA. Cannon, W. F., Hard iron ore of the Marquette Range, Michigan. Economic Geology, 71, Cruz, S. C. P., Alkmim, F. F., The tectonics interaction between the Paramirim aulacogen and the Araçuaí Belt, São Francisco Craton region, Eastern Brazil. Anais da Academia Brasileira de Ciência, Rio de Janeiro, v. 78, n. 1, Cruz, S. C. P., Peucat, J. J., Teixeira, L., Carneiro, M. A., Martins, A. M., Santana, J., Souza, J. S., Barbosa, J. S. F., Leal, A. B. M., Dantas, E., Pimentel, M., The Caraguataí syenitic suite, a ca. 2.7Ga-old alkaline magmatism (petrology, geochemistry and U-Pb zircon ages). Southern Gavião block (São Francisco Craton), Brazil. Journal of South American Earth Sciences, 37, Cruz, S.C.P., Barbosa, J.S.F., Pinto, M.S., Peucat, J.J., Paquette, J.L.,Souza, J.S., Martins, V.S., Chemale Júnior, F., Carneiro, M. A The Siderian-Orosirian magmatism in the Gavião Paleoplate, Brazil: U e Pb geochronology, geochemistry and tectonic implications. Journal of South American Earth Sciences, 69, Cunha, J. C., Barbosa, J. S. F., Mascarenhas, J. F Greenstone Belts e Sequências Similares. In: Geologia da Bahia: Pesquisa e Atualização. Coordenação Geral: Johildo Barbosa, cap IV, p Dalstra, H. J., Rosiére, C. A., Structural Controls on High-Grade Iron Ores Hosted by Banded Iron Formation: A Global Perspective. Economic Geology, 15, Danderfer Filho, A., Geologia sedimentar e evolução tectônica do Espinhaço Setentrional, estado da Bahia. Tese (Doutorado em Geologia), Instituto de Geociências, Universidade Federal de Brasília, 497p. Duuring, P., Hagemann, S. G., Genesis of superimposed hypogene and supergene Fe orebodies in BIF at the Madoonga deposit, Yilgarn Craton,Western Australia. Mineral Deposita, 48, Fernandes, F. F.,Cruz. S. C. P., Santos, M. S., Anjos Cruz, V, Bitencourt, C. N., Couto, M. S., Costa, Y. F., Victoria, A. M., Oliveira, R. B., Geologia, caracterização petrográfica e

20 20 aspectos metalogenéticos do minério de alto teor de ferro da Mina Pedra De Ferro, Caetité, Bahia. Apresentação de painel na 68ª Reunião Anual da SBPC, Universidade Federal do Sul da Bahia - UFSB, Porto Seguro/BA, Brasil. Figueiredo e Silva, R. C., Lobato, L. M., Rosière, C. A., Hagemann, S., Petrographic and geochemical studies at giant Serra Norte iron ore deposits in the Carajás mineral province, Pará State, Brazil. Geonomos, Belo Horizonte, 19(2), Figueiredo e Silva, R.C., Hagemann, S.G., Lobato, L.M., Rosière, C.A., Banks, D.A., Davidson, G.J., Vennemann, T.W., Hergt, J.M., 2013a. Hydrothermal fluid processes and evolution of the giant Serra Norte jaspilite-hosted iron ore deposits, Carajás Mineral Province, Brazil. Econonomic. Geology. 108, Figueiredo e Silva, R.C., Lobato, L.M., Hagemann, S., Danyushevsky, L., Laser-ablation ICP-MS analyses on oxides of hypogene iron ore from the giant Serra Norte jaspilitehosted iron ore deposits, Carajás Mineral Province, Brazil. In:Williams, P.J. (Ed.), Proceedings of the 10th Biennial SGA Meeting of The Society for Geology Applied tomineral Deposits Townsville Australia 17th 20th August 2009: Townsville, Frost, B. R., Introduction to oxygen fugacity and its petrologic importance. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, v. 25, p.1-9. Hagemann, S. G., Rosiere. C. A., Lobato, L., Baars, F., Zucchetti, M. Figueiredo e Silva, R. C., Controversy in genetic models for high grade BIF related Fe deposits: Unifying or discrete model(s)?: Australasian Institute of Mining and Metallurgy. Iron Ore Conference, Perth, Australia. n. 8, Hagemann, S. G., Angerer, T., Duuring, P., Rosière, C. A., Figueiredo E Silva, R. C., Hensler, A. S., Walde, D. H. G., BIF hosted iron mineral system: A review. Ore geology Reviews, 76, IBGE Instituto Brasileiro de Geografia e estatística. Carta planialtimétrica Riacho de Santana. Kamei, G., Ohmoto, H., The kinetics of reactions between pyrite and O2-bearing water revealed from in situ monitoring of DO, Eh and ph in a closed system. Geochimica et Cosmochimica Acta, 64, Lasaga, A. C., Kinetic theory in the earth sciences: Princeton, NJ, Princeton University Press, p.811.

21 21 Lobato L. M., Rosière C. A., Figueiredo e Silva R. C.; Zucchetti M., Baars F. J., Seoane J. C. S., Rios F.J., Pimentel M., Mendes G. E., Monteiro A. M., 2005b. A mineralização hidrotermal de ferro da Província Mineral de Carajás - Controle estrutural e contexto na evolução metalogenética da província. In: Marini O.J., de Queiroz E.T., and Ramos B.W., eds., Caracterização de depósitos minerais em distritos mineiros da Amazônia. DNPM/Fundo Setorial Mineral (CT-Mineral/FINEP)/ADIMB, Brasília, Brazil, Mclellan, J. G., Oliver, N. H. S., Schaubs, P. M Fluid flow in extensional environments; numerical modeling with an application to Hamersley iron ores. Journal of Structural Geology, 26, Morris, R. C., Genesis of iron ore in banded iron-formation by supergene and supergenemetamorphic processes - a conceptual model, in Wolf, K.H., ed., Handbook of strata-bound and stratiform ore deposits: Amsterdam Elsevier, v. 13, Ohmoto, H., Nonredox transformation of magnetite-hematite in hydrothermal Systems. Economic Geology, 98, Pedrosa-Soares A. C.; Alkmim F. F., How many rifting events preceded the development of the Araçuaí-West Congo orogen? Geonomos, Belo Horizonte, 19, Robie, R.A., Hemingway, B.S., Fisher, J. R., Thermodynamic properties of minerals and related substances at K and 1 bar (105 Pascals) pressure and at higher temperatures: U.S. Geological Survey Bulletin, 1452, p.456. Rocha, G.M.F., Souza, S.L., Garrido, I.A.A Distrito Manganesífero de Urandi-Licínio de Almeida, Bahia: geologia e potencialidade econômica. CBPM, Série Arquivos Abertos, 12, p.34. Rosière, A. C., Chemale Jr, F., 2000 Brazilian Iron Formations and Their Geological Setting. Revista Brasileira de Geociências, 30, Rosière, C. A., Rios, F. J., The origino f hematite in high-grade iron ores based on infrared microscopy and fluid inclusion studies: the exemple of the Conceição mine, Quadrilátero Ferrífero, Brazil. Economic Geology, 99, Rosière, C. A., Spier, C. A., Rios, F. J., Suckau, V. E., The Itabirites of the Quadrilátero Ferrífero and Related High-Grade Iron Ore Deposits: An Overview. Economic Geology, 15, Santos, J. S., Cruz, S. C. P., Rosière, C., A. Geologia e Petrografia dos Itabiritos e do minério de alto teor de ferro da serra do Lontra na Sequência Metassedimentar de Ibicuí-Íguaí,

22 22 Órogeno Itabuna Salvador Curaçá, Bahia. 47º Congresso Brasileiro de Geologia, Salvador BA. Santos, M. S., Petrografia e Análise Estrutural Preliminar do Alvo Ferrífero Espírito Santo e Implicações no Estudo Metalogenético, Corredor do Paramirim, Bahia. Trabalho final de graduação, Universidade Federal da Bahia (UFBA), 157p. Santos, M. S., Cruz. S. C. P., Burgos, C. M., Fernandes, F. F., Anjos Cruz, V., Bitencourt, C. N., Victoria, A., Couto, M. S., Oliveira, R. B., Costa, Y. F., Geologia e metalogênese do alvo ferrífero espírito santo no setor norte da Sequência Metavulcanossedimentar Caetité- Licínio De Almeida, Bahia. Apresentação de painel na 68ª Reunião Anual da SBPC, Universidade Federal do Sul da Bahia - UFSB, Porto Seguro/BA, Brasil. Taylor, D., Dalstra, H. J., Harding, A. E., Broadbent, G. C., Arley, M.E., Genesis of highgrade hematite orebodies of the Hamersley Province, Western Australia: Economic Geology and the Bulletin of the Society of Economic Geologists, 96, Viveiros, J. F. M Geologia do Depósito e o Projeto de Minério de Ferro de Caetité, Bahia. Apresentação Oral SIMEXMIN Ouro Preto.

23 23 CAPÍTULO 2 ENRIQUECIMENTO EM MAGNETITA E HEMATITA EM ZONAS DE CISALHAMENTO DE CINTURÕES OROGÊNICOS INTRACONTINENTAIS: O EXEMPLO DO SETOR NORTE DO ORÓGENO ARAÇUAÍ-OESTE CONGO Santos, M. S. 1, Cruz, S. C. P. 1, Lobato, L. M 2, P. Mandetta 3 (In memoriam), Burgos, C. M Universidade Federal da Bahia (UFBA). Programa de Pós-Graduação em Geologia. Rua Barão de Jeremoabo s/n, instituto de geociências, Ondina, salvador - Bahia/Brasil., 2. Universidade Federal de Minas Gerais, Centro de Pesquisas Prof. Manoel Teixeira da Costa, Instituto de Geociências, Belo Horizonte, MG, Brazil, 3. Fundo de investimentos Biogold. Rua Paul Bouthilier, n 37, Mangabeiras, Belo Horizonte Minas Gerais/Brasil. 4. Companhia de Pesquisa de Recursos Minerais (CPRM). Av. Ulysses Guimarães, n Sussuarana, Salvador - Bahia/Brasil. RESUMO A Sequência Metavulcanossedimentar Igaporã - Licínio de Almeida está inserida na borda leste do Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos do Espinhaço Setentrional, um dos componentes do Corredor do Paramirim, na porção intracontinental do Orógeno Araçuaí. O objetivo principal desse trabalho é entender os processos metalogenéticos que levaram à magnetitização e à hematitização em protominérios estéreis situados em cinturões de dobramentos e cavalgamentos de orógenos intracontinentais. Na área de estudo ocorrem xistos máficos, itabiritos quartzosos, anfibolíticos e carbonáticos e rochas carbonatossilicáticas. Os domínios magnetitizados e hematitizados ricos ocorrem, principalmente, nos itabiritos. A geometria geral do depósito está relacionada com a presença de duplexes compressionais com topo estrutural para SW. Essas são estruturas relacionadas com a Zona de Cisalhamento Carrapato e, como elementos de maior escala contém uma foliação S n, que é representada por um bandamento composicional e por uma xistosidade paralelizada a ele. A foliação S n foi observada em todas as escalas e nos itabiritos transpõe uma foliação S n-1 presente em dobras isoclinais intrafoliais. Estruturas S/C/C, boudins, pinch-and-swell, bem como dobras em bainha e dobras em cortina são coetâneas à formação dessa foliação metamórfica de transposição. Uma lineação de estiramento mineral (Lx n ) da mesma fase deformacional integra o arcabouço estrutural, bem como uma incipiente foliação que trunca a S n-1 //S n e que se relaciona com as dobras em cortina. A alteração hidrotermal é coetânea com o desenvolvimento das zonas de cisalhamento, tendo sido identificados estágios de potassificação (biotitização e moscovitização), alteração à clorita, alteração à cumingtonita e à ferri-tschermakita, carbonatação, alteração a carbonato e formação de óxidos de ferro (magnetita e hematita). A magnetita hipogênica aloja-se em estruturas C e em charneiras de dobras isoclinais intrafoliais. Essa geração cresce incluindo silicatos e carbonatos esqueletiformes ou formando bordas de corrosão em: (i) ferri-tschermakita e oligoclásio em xistos máficos; (ii) carbonato, actinolita, quartzo, biotita em rochas carbonatossilicáticas; (iii) quartzo em itabiritos quartzosos; (iv) cumingtonita e quartzo em itabirito anfibolítico; e (v) quartzo, carbonato e moscovita em itabiritos carbonáticos. Além disso, esse óxido de ferro também substitui moscovita, carbonatos, epidoto e em porfiroblastos de anfibólios

24 24 que truncam a S n. A hematita é platiforme e ocorre em agregados policristalinos marcando a foliação S n- 1//S n, bem como a foliação plano axial (S n ) em dobras isoclinais intrafoliais. A sua formação sugere condições de maior oxidação do sistema hidrotermal. Determinações por LA-ICPMS mostram que, de forma geral, nos itabiritos quartzosos e anfibolíticos as magnetitas hipogênicas são mais ricas em Elementos Terras Raras Leves do que as magnetitas precoces e sua composição se aproxima da composição da rocha encaixante da mineralização. A formação de domínios com enriquecimento em hematita e magnetita está relacionada com a percolação de fluidos hidrotermais que dissolveram silicatos, remobilizaram uma primeira geração de magnetita em itabiritos e precipitam uma segunda geração desse mineral aproveitando estruturas de cisalhamento ediacaranas. Palavras-chave: Orógeno intracontinental, alteração hidrotermal, zonas de cisalhamento, duplexes. ABSTRACT The Igaporã - Licínio de Almeida Metavolcano-sedimentary Sequence is located at the eastern border of the Northern Espinhaço Thrust and Fold Belt, one of the components of the Paramirim Corridor, in the intracontinental portion of the Araçuaí Orogen. The main objective of the present study was to understand the metallogenetic processes that lead to the magnetization and hematitization in sterile proto-ores located in thrust and fold belts of intracontinental orogens. Mafic schists, itabirites of quartz, amphibolite and carbonate composition, and carbonate-silicate rocks occur in the study area. Rich magnetized and hematitized domains occur mainly in itabirites. The general geometry of the deposit is related to the presence of compressional duplexes that present their structural top towards SW. These structures are related to the Carrapato Shear Zone and contain as large scale elements S n foliation, which is represented by compositional banding and parallel schistosity. S n foliation was observed at all scales and in the itabirites it transposed S n-1 foliation present in intrafolial isoclinal folds. S/C/C, boudins, pinch-and-swell structures, as well as sheath and curtain folds are coetaneous with the formation of this metamorphic transposition foliation. Mineral stretching lineation (Lxn) from the same deformational phase integrates the structural framework, as well as an incipient foliation that truncates S n-1 //S n and is related to curtain folds. Hydrothermal alteration is coetaneous with the development of shear zones, where stages of potassification (biotitization and muscovitization), alteration into chlorite, alteration into cummingtonite and into ferrotschermakite, carbonation, alteration into carbonate, and formation of iron oxides (magnetite and hematite) were identified. Hypogenic magnetite lodges itself in C structures and in fold axes of intrafolial isoclinal folds. This generation grows either including silicates and skeletal carbonates or forming corrosion edges in: (i) ferrotschermakite and oligoclase in mafic schists; (ii) carbonate, actinolite, quartz, biotite in carbonate-silicate rocks; (iii) quartz in quartz-rich itabirites; (iv) cummingtonite and quartz in amphibolitic itabirites; and (v) quartz, carbonate, and muscovite in carbonate itabirites. In addition, this iron oxide also replaced muscovite, carbonates, epidote, and are found in porphyroblasts of amphiboles that truncate the S n foliation. Hematite is platy-shaped and occurs in polycrystalline aggregates, characterizing the S n-1 //S n foliation, as well as the axial plane foliation (S n ) in intrafolial isoclinal folds. Its formation suggests higher oxidation conditions of the hydrothermal system. The LA-ICPMS technique showed that, in general, in quartz-rich and amphibolitic itabirites, hypogenic magnetites are richer in Light Rare Earth Elements than early magnetites, and their composition is close to that of the country rock of the mineralization process. The formation of hematite- and magnetite-enriched domains is related to the percolation of hydrothermal fluids that dissolved silicates, remobilized the first generation of magnetites in itabirites, and precipitated a second generation of this mineral taking advantage of Ediacaran shear structures. Keywords: Intracontinental orogen, hydrothermal alteration, shear zones, duplexes. 1. INTRODUÇÃO A atuação de processos hidrotermais hipogênicos pode levar à formação de domínios magnetíticos e hematíticos de alto teor (Nadoll et al., 2014; Angerer et al., 2015; Hagemann et al., 2016). Em situações como essas, frequentemente, os protominérios são formações ferríferas

25 25 bandadas, como nos depósitos de Carajás (Rosière e Chemale Júnior, 2000; Lobato et al., 2005; Figueiredo e Silva et al., 2009, 2011), de Harmersley (Angerer e Hagemann, 2010; Angerer et al., 2015), de Noamundi (Beukes et al., 2008) e do Quadrilátero Ferrífero (Rosière e Rios 2004; Rosière et al., 2008). Em geral, essas rochas já possuem algum conteúdo de magnetitia e/ou hematita e são enriquecidas nesses minerais pela atuação dos processos hipogênicos. Entretanto, rochas originalmente desprovidas desses minerais podem ser magnetitizadas ou hematitizadas, tendo como exemplo as rochas máficas / ultramáficas dos depósitos da Serra do Lontra em Ibicuí - BA (Santos et al., 2014) e os metarenitos impuros da Chapada Diamantina Oriental (Cruz, 2016). Independentemente da rocha hospedeira, em todos esses depósitos há um forte controle estrutural exercido por dobras e/ou zonas de cisalhamento (Taylor et al., 2001; Rosière et al., 2006; Dalstra e Rosière, 2008; Figueiredo e Silva et al., 2008; Thorne et al. 2008, 2014; Hagemann et al., 2016). A Sequência Metavulcanossedimentar Rio São João definida por Cruz et al. (2017) é uma das unidades do embasamento do Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos do Espinhaço Setentrional, um dos componentes do Corredor do Paramirim, na porção intracontinental do Orógeno Araçuaí - Oeste Congo (Fig. 1) (Borges et al., 2015, Cruz et al., 2015). Essa unidade inclui, in totun, a Sequência Metavulcanossedimentar Caetité - Licínio de Almeida (Cunha et al., 2012), bem como as sequencias metavulcanossedimentaes e prolonga-se a norte até a cidade de Igaporã (Fig. 2). Nela ocorrem quartzitos, xistos manganesíferos, xistos máficos (rochas metavulcânicas), itabiritos, mármores, alguns manganesíferos e rochas carbonatossilicática (Borges, 2008, 2012; Borges et al., 2010; Santos, 2014). As minas e depósitos de manganês e ferro desse distrito representam uma importante fronteira da exploração mineral e, em sua totalidade, localizam-se a sul da cidade de Caetité (Fig. 2). Entretanto, recentes descobertas de ferro no depósito Espírito Santo permitem prolongar essa faixa de supracrustais em direção a norte, ampliando o seu potencial para novas descobertas minerais. Nesse depósito ocorrem níveis de hematititos que truncam itabiritos quartzosos com valores modais de magnetita variando de 10 a 60%. Além disso, rochas siliciclásticas e máficas hospedam domínios magnetitizados e hematitizados em graus variáveis. O objetivo desse artigo é apresentar os estudos petrográficos, estruturais e de análise química de minerais com vistas a contribuir com o entendimento da evolução do depósito estudado e dos processos geológicos que levaram à formação de domínios magnetíticos e domínios hematíticos de alto teor situados em um contexto de cinturões de dobramentos e cavalgamentos de orógenos intracontinentais proterozoicos. Outra contribuição é a discussão sobre o controle

26 26 estrutural dos corpos de hematitito do Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos do Espinhaço Setentrional, no setor intracontinental do Orógeno Araçuaí. Fig. 1. Contexto geológico e localização da área de estudo indicada pela seta vermelha. Modificado de Cruz et al. (2016). Notar a localização da figura 2.

27 27 Fig. 2. Localização das minas do Distrito Ferromanganesífero Igaporã - Licínio de Almeida. Modificado de Rocha (1998). Notar a localização da figura 3.

28 28 2. O DISTRITO FERROMANGANESÍFERO IGAPORÃ - LICÍNIO DE ALMEIDA O Distrito ferromanganesífero Igaporã Licínio de Almeida compreende o Distrito Urandi - Licínio de Almeida de Rocha et al. (1998) e toda a faixa de depósitos de itabiritos que ocorrem a norte da cidade de Caetité (Fig. 2) e que estão tectonicamente posicionados no Cinturão de Dobramento e Cavalgamento do Espinhaço Setentrional (Danderfer Filho, 2000; Cruz et al., 2012, 2015). De sul para norte, o trend das unidades portadora de depósitos de ferro e manganês varia de N-S, inflexionando para NE-SW a sul da cidade de Caetité (Borges, 2012) e novamente inflexionam para NW-SW a norte dessa cidade (Fig. 2). No distrito há trinta minas de manganês que foram explotadas economicamente por mais de cinquenta anos (Borges, 2012) (Fig. 2) e estão praticamente exauridas. Como protominério de manganês, têm-se mármores manganesíferos, rochas carbonatossilicáticas manganesíferas (Borges, 2012). Os tipos de minérios são: jacobsítico, lenticular e laterítico (Rocha et al., 1998; Borges, 2012). Na principal mina, Lagoa D anta, os teores de MnO atingem 62,80% (Borges, 2012) e volume total de 405 mil toneladas (Rocha et al, 1998). As reservas de manganês estimadas para esse distrito são de 12,34 milhões de toneladas, com teores variando entre 20 e 50% (Rocha et al., 1998). Nos depósitos de ferro descritos por Borges (2008; 2012), Figueiredo (2009), Jesus (2011), e Fernandes et al. (2016) ocorrem itabiritos com proporções variadas de magnetita, hematita e cumingtonita. Associados com os itabiritos ocorrem grunerita xisto e hematititos. Recentemente, descobertas de minério de alto teor hematítico nesse distrito vêm despertando o interesse de empresas privadas. Os corpos de minério são itabiritos ricos em hematita. Na Mina Pedra de Ferro - BAMIN, a reserva provada é de 253,51 Mt e a estimada de 204,65 Mt (Viveiros, 2012), com teores atingindo 67%. O depósito Espírito Santo posiciona-se a norte da Mina Pedra de Ferro e ambos encontram-se na Zona de Cisalhamento Carrapato (Danderfer Filho 2000; Cruz et al., 2012), uma das estruturas do cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos da Serra do Espinhaço Setentrional. Segundo Borges (2012), o manganês e o ferro primários, certamente, se depositaram em uma bacia estratificada, onde a fonte primária tanto para o ferro, quanto para o manganês presente nos protominérios, foi hidrotermal vulcano - exalativo. 3. GEOLOGIA REGIONAL A área de estudo localiza-se no Corredor do Paramirim (Fig. 1), um dos compartimentos do domínio intracontinental do Orógeno Araçuaí - Oeste Congo (Borges et al., 2015, Cruz et al.,

29 , 2015). Esse corredor compreende os cinturões de dobramentos e cavalgamentos da Serra do Espinhaço Setentrional e da Chapada Diamantina (Fig. 1). A geração desses cinturões, e do Corredor do Paramirim, está relacionada com a inversão parcial do Aulacógeno homônimo (Sensu Pedrosa-Soares et al., 2001; Alkmim et al., 2006b, 2007; Pedrosa-Soares et al., 2007). As estruturas distensionais desse aulacógeno que evoluíram de 1.78 Ga (Danderfer Filho et al. 2015) a 0.65 Ga (Alkmim et al., 2006b, 2007; Pedrosa-Soares et al., 2007) foram parcialmente invertidas no Ediacarano (Cruz e Alkmim 2006, Cruz et al. 2012). A sua inversão ocorreu em função das colisões entre as paleoplacas São Francisco - Congo, Rio de La Plata e Amazônia durante a aglutinação de Gondwana (Cruz e Alkmim, 2006; Alkmim et al. 2006b, 2007). O embasamento do Corredor do Paramirim compreende: (i) granitoides paleo, meso e neoarqueanos de composição tonalítica, trondjemítica ou granodiorítica (TTG), que foram gnaissificados e parcialmente migmatizados, cujos protólitos marcam eventos magmáticos ocorridos entre 3.4 a 3.2 Ga, 3.2 a 3.1 Ga e 2.9 a 2.6 Ga (Bastos-Leal et al., 1998; Santos-Pinto et al., 1998, 2012; Barbosa et al., 2012; Cruz et al., 2012; Medeiros, 2013; Barbosa et al., 2013); (ii) anfibolitos, granulitos e migmatitos, além de Sequências Metavulcanossedimentares de idades arqueanas / paleoproterozoicas (Cunha et al., 2012; Cruz et al., 2014), dentre elas, a Igaporã - Licínio de Almeida, ampliada de Cunha et al. (2012) e redefinida neste trabalho; (iii) granitoides siderianos de composição granodiorítica, tonalítica, monzogranítica, quartzo-monzodiorítica com enclaves quartzo-dioríticos subordinados e relacionados com o Arco Magmático do Oeste da Bahia (Cruz et al., 2016). Segundo esses autores, a idade de cristalização das rochas varia de 2324 ± 6 a 2140 ± 9 Ma (U-Pb, LA-ICPMS e SHRIMP, zircão). Outros granitoides com idades variando de 2.06 a 1.9 Ga e associados com a instalação de um sistema tranpressional e/ou fusão de crosta continental também integram o embasamento do Corredor do Paramirim (Cruz et al., 2016). O magmatismo anorogênico, alcalino e plutônico relacionado com a evolução do Aulacógeno do Paramirim é representado por rochas estaterianas da Suíte Intrusiva Lagoa Real (Costa et al., 1985), que é constituída por meta álcalifeldspato granito e metasienogranitos (Costa et al., 1985; Turpin et al., 1988; Cordani et al., 1992; Cruz et al., 2007; Machado, 2008). Essas rochas estão deformadas em zonas de cisalhamento destrais e reversa-destrais e metamorfisada no ediacarano (Cruz et al., 2007; Lobato et al., 2015). As unidades de preenchimento do Aulacógeno do Paramirim são as sequências metavulcanossedimentares de idade estateriana a tonianas dos supergrupos Espinhaço e São Francisco. O Supergrupo Espinhaço, com espessura máxima de m (Cruz e Alkmim, 2017),

30 30 compreende rochas siliciclásticas e metavulcânicas dacíticas e riolíticas (Schobbenhaus e Kaul, 1971; Guimarães, 2008, Loureiro et al., 2009, Guimarães et al., 2012, Danderfer Filho et al., 2015). As rochas siliciclásticas são predominantes e de ambiente continental, variando entre metarenitos, metapelitos e metaconglomerados (Guimarães et al., 2012 e referencias citadas). Por sua vez, as rochas metavulcânicas félsicas podem ser agrupadas em três conjuntos de idades (U-Pb, Pb-Pb, zircão) (Schobbenhaus et al.,1994; Babinsky et al.,1994; Danderfer Filho et al., 2009, 2015): (i) 1775 ± 7 Ma; (ii) ± 4 Ma a ± 4 Ma; e (iii) ± 8 a ± 14 Ma. O Supergrupo São Francisco é representado pelas rochas do Grupo Santo Onofre (Bittencourt et al., 2015) e pelas formações Bebedouro e Salitre. O Grupo Santo Onofre compreende metaconglomerados, metarenitos, metapelitos hematíticos, grafitosos e/ou manganesíferos, além de uma associação carbonática constituída por metadolarenitos maciços e metadolarenitos estromatolíticos (Loureiro et al., 2009; Guimarães et al., 2012), com idade de zircões detríticos em 894 ± 30 Ma (Laser Ablation) (Bitencourt, 2017). Para unidades correlatas a esse grupo foram encontrados zircões detríticos com idade de 900±21 Ma (U-Pb, SHIRIMP) (Babinsky et al., 2011). A Formação Bebedouro é constituída, em geral, por diamictitos e pelitos com arenitos subordinados. Zircões detríticos obtidos por Figueiredo et al. (2009) sugerem idade máxima de sedimentação em 874 ± 9 Ma (U-Pb SHRIMP) para essa unidade. Por sua vez, a Formação Salitre é constituída por expressivos pacotes carbonáticos com estromatólitos. Rochas metavulcânicas félsicas foram descobertas por Santana (2016), que obteve idade de 669 ± 14 Ma (zircão, U-Pb, LA-ICPMS). Rochas máficas truncam as unidades de preenchimento do Aulacógeno do Paramirim, formando diques ou alojam-se como sills. Estudos geocronológicos (U-Pb, zircão) realizados por Babinsky et al. (1999, TIMS), Guimarães (2008, LA-ICPMS), Loureiro et al. (2009, LA-ICPMS) e Danderfer Filho et al. (2009, SHRIMP) sugerem dois grupos: o primeiro, com idades de cristalização de Ma, ± 3.2 Ma e ± 16 Ma; o segundo com idades de 934 ± 4 Ma (zircão, u-pb, LA-ICPMS, Loureiro et al. 2008) e 854 ± 23 (zircão, U-PB, SHRIMP, Danderfer Filho et al., 2009). As estruturas compressionais da inversão do Aulacógeno do Paramirim estão representadas por três conjuntos principais: (i) zonas de cisalhamento de baixo ângulo e up-dip, dobras reviradas com orientação geral E-W e vergentes para norte, que constituem a Saliência do Rio Pardo (Cruz e Alkmim, 2006) (Fig. 1); (ii) zonas de cisalhamento com variados indicadores cinemáticos, duplexes, leques imbricados, pop-ups e dobras com orientação geral NNW-SSE, que marcam a

31 31 inversão frontal e a nucleação dos cinturões de dobramentos e cavalgamentos da Serra do Espinhaço Setentrional e Chapada Diamantina (Cruz e Alkmim, 2006; Cruz et al., 2007; Borges et al., 2015) (Fig. 1); e (iii) zonas de cisalhamento, duplexes, leques imbricados e dobras com orientação geral E-W e vergencia geral para sul, que marcam o front do Orógeno Riacho do Pontal (Lagoeiro 1990) no Cinturão de dobramentos e Cavalgamentos de Irecê (Fig. 1). Zonas de cisalhamento normais e dobras marcam a fase distensional relacionada com o colapso do Orógeno Araçuaí (Cruz et al., 2015). 4. MATERIAIS E MÉTODOS Os trabalhos de campo permitiram o desenvolvimento do mapeamento geológico na escala 1:25.000, que foram subsidiados por mapas magnetométricos terrestre e aéreo, e a descrição dos testemunhos de sondagem FR-ES-03, 04 e 23, com o espaçamento de 200 m entre eles e coordenadas em / , / e / (23S SAD 69), respectivamente. Esses testemunhos são verticais. Estudos petrográficos e microestruturais foram realizados em quarenta seções polidas delgadas de amostras coletadas em testemunhos de sondagem, que permitiram interpretadar as sucessões paragenéticas. De posse dessa sucessão, análises de química de minerais foram realizadas em grãos de anfibólio, clorita, biotita, carbonato e epidoto no laboratório da Universidade Federal de Brasília. O equipamento utilizado foi a Microssonda Eletrônica JXA-8230 SuperProbe Electron Probe Microanalyzer (EPMA), que operou em 15 kv, corrente 10 na e diâmetro do feixo de 1 μm. O tempo de contagem no pico dos elementos foi de 10 segundos e tempo de background foi 5 segundos. A fórmula estrutural para anfibólio, plagioclásio, biotita, epidoto e clorita foram calculadas utilizando 23, 8, 20, 12,5 e 28 oxigênios, respectivamente. A classificação dos anfibólios foi realizada utilizando Leake et al. (2003) e Hawthorne et al. (2012), a do epidoto foi realizada utilizando a nomenclatura recomendada por Armbruster et al. (2006). A clorita foi classificada a partir da nomenclatura de Guggenheim et al. (2006) utilizando o programa WinCcac (Microsoft Visual Basic Program) produzido por Yavuz et al. (2015). Em xistos máficos geotermômetros e geobarômetros foram calculados a partir do software Hb-Pl de Holland e Blundy (1994) e também usando Schmidt (1992), e Anderson et al. (1995, 1996). Por sua vez, o estudo da geotermometria em cloritas também foi realizado também utilizando esses autores e os geotermômetros escolhidos foram Cathelineau (1988), Jowett (1991) e Xie et al. (1997). Análises de elementos traços e terras raras (Ti, V, Mn, Co, Ni, Cu, Zn, As, Sr, Y, Zr, Nb, Mo, Ba, La, Ce, Pr, Nd, Sm, Eu, Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tm, Yb, Lu, W, Au, Pb, Th, U) via Laser

32 32 Ablation Inductively Coupled Mass Spectrometry (LA-ICPMS) foram realizadas em grãos de hematita e magnetita de quatro amostras em seção polida delgada. Esses dados foram obtidos na Universidade Federal de Ouro Preto com um sistema de abrasão por laser da marca New Wave Research UP-213 acoplado a um espectrômetro de massa ICP-MS Agilent Technologies 7700x. A aquisição de dados ocorreu em 55 s, com spots de 30 μm, intensidade dos pulsos 8-9 J/cm 2 e frequência da luz do laser de 10 Hz. As amostras foram submetidas a uma abrasão em um atmosfera de He de pureza ultra alta que, posteriormente, foi misturada com Ar para o transporte do material para o ICP-MS. Os dados foram processados no Software GLITTER - Data Reduction for the LA-ICPMS Microprobe (Achterbergh et al., 2000), por redução de espectros não automáticos para excluir espectros, ou partes de espectros, que são afetados por inclusões minerais. Por fim, os diagramas foram tratados no Software Excel. Os elementos traços e terras raras em rocha total foram adquiridos nos três itabiritos identificados, pela empresa Bureau Veritas Commodities Canada Ltd., via Inductively Coupled Mass Spectrometry. 5. GEOLOGIA DO DEPÓSITO 5.1. Unidades Geológicas A geologia de superfície do Depósito Espírito Santo é caracterizada, predominantemente, por depósitos coluvionares e por xistos máficos, itabiritos e rochas carbonatossilicáticas da Sequência Metavulcanossedimentar Igaporã - Licínio de Almeida, que cavalgam as unidades do Grupo Santo Onofre a oeste (Fig. 3), através da Zona de Cisalhamento Santo Onofre. As melhores exposições das rochas desse depósito foram encontradas nos testemunhos de sondagem e neles foram identificados xistos máficos, rochas carbonatossilicáticas, itabiritos quartzosos, itabiritos anfibolíticos e itabiritos carbonáticos (Figs. 4 e 5). A distribuição dessas unidades identificadas em profundidade gera um bandamento composicional, que está paralelizado a uma xistosidade e ambos marcam a foliação metamórfica (S n ) do depósito. Essas unidades, em geral, mergulham em baixo ângulo para NE, configurando um extenso homoclinal na escala regional (Fig. 4). Nos itabiritos foram reconhecidos domínios irregulares e descontínuos com enriquecimento em magnetita e/ou hematita. A tabela 1 apresenta as variações modais das rochas descritas em subsuperfície. As abreviaturas dos nomes dos minerais estão apresentadas de acordo com Whitney e Evans (2010). Em algumas rochas mais de uma geração de um determinado mineral foi observada. Nesses casos,

33 33 será atribuído um índice para esse mineral. As características principais de cada geração e a granulação estão apresentadas na tabela 2. Por sua vez, a tabela 3 lista as microestruturas encontradas nas amostras descritas. Fig. 3. Mapa geológico do alvo ferrífero Espírito Santo. A localização do mapa encontra-se na figura 2.

34 Fig. 4. Seção geológica do depósito Espírito Santo. A localização dos testemunhos de sondagem está demonstrada na figura 3. 34

35 Fig. 5. Amostras de testemunhos de sondagem: (a) xisto máfico com porfiroblastos de ferri-tschermakita 2 (Fts 2 ) truncando a foliação S n ; (b) xisto máfico com foliação Sn truncada por veios de carbonato (Cb 2 ); (c) de itabirito quartzoso micro a mesobandado com foliação S n-1 truncada pela S n ; (d) itabirito anfibolítico micro a meso bandado; (e) itabirito carbonáticos micro a mesobandado com xistosidade S n-1 //S n ; (f) rochas carbonatossilicáticas com mesobandamento e xistosidade S n indicada em amarelo. 35

36 36 Tabela 1. Variação modal (%) dos litotipos descritos em subsuperfície e granulométrica dos minerais identificados (em mm). Magnetita (Mag), hematita (Hem), quartzo (Qz), ferri-tschermakita (Fts), cumingtonita (Cum), clorita (Chl), carbonato (Cb), oligoclásio (Olg), actinolita (Act), epidoto (Epd), biotita (Bt), moscovita (Ms), calcopirita (Cpy), pirita (Py), calcedônia (Ccd), titanita (Ti), ouro (Au). Abreviaturas de acordo com Whitney e Evans (2010). Mineral/ Unidade Xisto Máfico Itabirito Quartzoso Itabirito Anfibolítico Itabirito Carbonático Rochas Carbonatossilicática Moda (%) Mag Hem Qz Fts Cum Chl Cb Olg Act Epd Bt Ms Cpy Py Ccd Ti Au <1 Variação da granulação 0,1-3,0 0,1-0,4 0,1-0,6 0,6-3,0 0,3-0,7 0,05-0,5-1,0 0,2-1,0 <0,1 0,02-0,2-0,5 0,7 0,08 (mm) 2,0 Moda (%) <1 Variação da granulação (mm) 0,1-0,5 0,1-1 0,08-1 0,05-0,4 0,1-2,5 0,1-0,3 Moda (%) Variação da granulação (mm) 0,1-0,5 0,1-0,5 0,1-0,6 0,1-3,0 0,1-0,5 0,4-2,0 0,06-0,10,2-0,5 Moda (%) < Variação da granulação (mm) 0,1-1,0 0,2-0,6 0,1-1,0 0,1-0,9 0,07-2,00 0,2-0,3 0,02-0,6 0,2-2,5 Moda (%) < Variação da granulação (mm) 0,1-0,7 0,05-0,3 0,06-0,6 0,2-1,0 0,1-0,5 0,2-3,0 0,3-7,0 0,1-1,2 0,2-0,08-2,0 0,08-0,30,2-0,8 2,0 < 0,01

37 37 Tabela 2. Discriminação de minerais com mais de uma geração e seus respectivos índices compatíveis com a ordem de geração. Mineral /Geração Xistos Máficos Porfiroblastos, nematoblásticos a decussados, Ferri-tschermakita Orientada segundo a xistosidade S n. Ocorre inclusa truncando a xistosidade S n. Ocorre inclusa em em aglomerados de hematita. aglomerados de hematita, bordejada por magnetita. A hematita cresce em suas clivagens. - Carbonato Nas bordas e nas clivagens da ferri-tchermakita 1. Possui inclusões de grãos relictos, esqueletiformes e amebóides, de ferri-tschermakita 1, 2, clorita, biotita 1, oligoclásio e quartzo. Pode ocorrer esqueletiforme e incluso em aglomerados de hematita e magnetita. Em veios truncando a xistosidade S n, magnetita e biotita 2. - Biotita Orientada segundo a xistosidade S n Porfiroblastos lepidoblásticos, truncando a xistosidade S n em alto ângulo. Itabiritos Quartzosos Quartzo Magnetita Compõem o bandamento composicional S n-1 e a microestrutura granoblástica. Compõe o bandamento composicional S n-1 //S n. Associada com a foliação de transposição Sn- 1//Sn e em charneiras de dobras isoclinais intrafoliais. É granular e lobular. Inclusões esqueletiformes de quartzo, carbonato e moscovita. Em veios, com hematita 2. Hematita Orientada segundo a foliação S n. Em veios, com quartzo 3. - Itabiritos Anfibolíticos Quartzo Compõem o bandamento composicional S n-1. Compõem o bandamento composicional Em veios, com hematita 2. Magnetita S n-1 //S n. - Cumingtonita Orientada segundo a xistosidade S n-1. Orientada segundo a xistosidade S n-1 //S n Grãos e porfiroblastos decussados truncando a foliação S n-1 //S n. E, alguns locais há fraca orientação preferencial. -

38 38 Hematita Orientada segundo a foliação S n Em veios com quartzo 3 e em comínis cataclasados. - Itabiritos Carbonáticos Carbonato Granular a poligonal compondo a foliação S n-1 Granular a poligonal compondo a foliação Venular S n-1 // S n. Quartzo Compondo a foliação S n-1. Compondo a foliação S n-1 //S n. - Magnetita Pirita Grãos na matriz e porfiroblastos. Venular - Rochas Carbonatossilicáticas Carbonato Grãos poligonais. Forma domínios difusos, em que ocorre granular ameboide, principalmente nas - clivagens de actinolita ou da cumingtonita 1, 2. Presença de veios, subordinadamente. Hematita Orientada segundo a xistosidade S n. Como selante em domínios cataclásticos. - Pirita Grãos na matriz e porfiroblastos. Venular - Tabela 3. Principais microestruturas identificadas nas rochas estudadas. Outras microestruturas podem ser citadas no texto. Magnetita (Mag), hematita (Hem), quartzo (Qz), (Fts), cumingtonita (Cum), clorita (Chl), carbonato (Cb), oligoclásio (Olg), actinolita (Act), ferri-tschermakita (Fts), biotita (Bt), moscovita (Ms), calcopirita (Cpy), pirita (Py), calcedônia (Ccd), epidoto (Ep). Unidades / Reação Lepidoblástica Nematoblástica Granoblástica Microestrutura granular/poligonal Granoblástica amebóide Porfiroblástica Poiquiloblástica Decussada a fracamente nematoblástica Decussada a fracamente lepidoblástica Brechoide Xistos máficos Grãos de ferritschermakita 1 bordejados pela biotita Bt 1, Chl Hem e Fts 1 marcando a S n Qz, Olg Cb 1, Mag Mag, Fts 2, Bt (Truncando a S n ) Qz incluso em Fts 2 ; Qz incluso em Mag helicítica com Bt 1 e Chl inclusa em Mag; Fts 2 (Truncando a S n ) Bt 2 - Qz, Fts 1, Bt e Olg inclusa em Cb 2 ; Fts 1 em Bt 1 Qz incluso em Bt 2

39 39 Unidades / Microestrutura Itabiritos quatzosos Reação Lepidoblástica Nematoblástica Granoblástica granular/poligonal Mag 2 bordejada por Hem Ms marcando a S n-1 //S n Granoblástica amebóide Hem Qz 1, Mag 1 Qz 2, Mag 2 Ms marcando a Sn Porfiroblástica Poiquiloblástica Decussada a fracamente nematoblástica Qz 2 incluso em Mag 2, Ms e Hem; Qz 2 e Cb inclusos em Mag 2 Decussada a fracamente lepidoblástica Brechoide Itabiritos anfibolíticos Mag 2 bordejada por Hem - Cum 1 marcando a S n-1 ; Cum 2 e Hem marcando a S n-1 //S n Qz 1, 2 ; Cb 1 Mag 2 Cum 3, Chl Cum2, Cum3, Cb e Chl inclusos em Cb 2 ; helicítica com Cum 2 inclusa em Chl; Cum 2 e 3 inclusas em Mag 2 - Chl (mimetizando e truncando a S n- 1//S n ) Fragmentos de Qz 2 selados por hematita 2 Itabiritos carbonáticos Mag 2 bordejada por Hem Ms Hem Qz 1, 2, Cb 1, 2 Mag 2 Ms, Py 1 Qz 1,2, Cb 1, Ms, Chl incluso em Mag 2 ; Qz 1,2,, Ms e Mag 2 em Py 1 - Chl - Rochas carbonatossilicáticas Cb 2 nas bordas e clivagens de Act Bt, Chl, Ms Act, Cum Qz, Cb 1 Cb 2 Cum, Act, Bt Qz, Chl 2, Epd, Act inclusos em Cb 2 ; Qz, Cb1, Cb 2, Chl 2 e Act inclusos em Mag; Cb 2 incluso em Py Cum e Ep (Mimetizando e truncando a S n ) Chl (Mimetizando e truncando a S n ) Fragmentos de Cb 2 e Qz selados por hematita 2

40 Arcabouço Estrutural As estruturas deformacionais foram observadas principalmente em testemunhos de sondagem e em lâminas delgadas e, subordinadamente, em afloramentos. A integração dos dados de foliação S n-1 //S n obtidos nos três testemunhos de sondagem (Fig. 4) sugere a existência de uma estrutura assimétrica, do tipo rampa e patamar em arranjo duplexes (Sensu Boyer e Elliott, 1982; McClay e Buchanan, 1992; Mcdowell, 1997), relacionados com sistemas de cavalgamentos com topo estrutural para SW. Esse topo estrutural coincide com o indicado por estruturas S/C s nos testemunhos de sondagem. Zonas de cisalhamento de empurrão e reversas integram o arcabouço estrutural, cavalgando as unidades da Sequência Metavulcanossedimentar Igaporã Licínio de Almeida sobre as unidades do Grupo Santo Onofre. A estrutura mais antiga identificada é uma foliação metamórfica constituída por bandamento composicional e xistosidade observados em dobras intrafoliais (Fig. 6a). Essas dobras variam entre recumbentes e horizontal inclinada (Fleuty, 1964). São desarmônicas, apertadas a isoclinais, com envoltória assimétrica ou simétrica. Nos itabiritos quartzosos, essas estruturas estão truncadas e transpostas pela foliação Sn-1//Sn (Fig. 6a). Uma foliação plano axial (Sn) é encontrada nos domínios de menor deformação, especialmente, nos itabiritos quartzosos (Fig. 7a). Nessas rochas, essa superfície é marcada pela orientação da hematita lamelar e posiciona-se paralelamente à xistosidade Sn-1//Sn. A foliação de transposição Sn-1//Sn é representada por um bandamento composicional e uma xistosidade paralelizada a ele, ambos com mergulhos variando entre 18 e 34 para NE ou para NNE (Fig. 3). Essas estruturas foram observadas em todas as escalas de observação. O bandamento é lenticular e marcado na escala do depósito pela alternância de rochas carbonatossilicáticas, xistos máficos e itabiritos (Fig. 4). Na escala de lâmina o bandamento é revelado pela variação na proporção mineralógica dos litotipos (Tabela 1). A xistosidade é marcada pela orientação preferencial de moscovita e hematita lamelar em itabiritos quartzosos; de hematita, ferri-tschermakita 1, biotita 1 e clorita em xistos máficos; de cumingtonita 1 e 2, clorita e hematita em itabiritos anfibolíticos; moscovita e hematita em itabiritos carbonáticos; e actinolita, clorita e biotita em rochas carbonatossilicáticas. Essa estrutura varia de contínua a descontínua, sendo planar e paralela (Sensu Borradaile et al., 1982). A lineação de estiramento mineral (Lxn) foi observada nos itabiritos quartzosos e é marcada pela orientação preferencial de quartzo e hematita lamelar (Fig. 6b). Essa

41 41 estrutura é de alto rake e possui caimento variando entre 10 e 34 para ENE (Fig. 3). Em geral, as charneiras das dobras isoclinais intrafoliais (Lbn) e a lineação de estiramento mineral (Lx n ) estão paralelizadas. Ortogonalmente ao plano de foliação e à lineação de estiramento são observadas fratura de tração com lineação de crescimento mineral marcada com hematita (Figs. 6c, d). Fig. 6. Principais mesoestruturas encontradas no depósito: (a) aspecto geral do afloramento de itabirito quartzoso com foliação S n-1 //S n. Notar presença de dobras isoclinais intrafoliais. Charneira das dobras (Lb n ) indicada pela lapiseira; (b) lineação de estiramento mineral (Lx n ) pela orientação preferencial de quartzo e hematita lamelar em itabirito quartzoso; (c) lineação de crescimento mineral com precipitação de quartzo

42 42 2 e hematita; (d) detalhe da foto c; (e) dobra em bainha em itabirito quartzoso; (f) estrutura S/C em itabirito anfibolítico. O desenho a direita mostra as estruturas identificadas. Notar a presença de dobras com topo estrutural contrário ao da estrutura S/C; (g) falhas normais e mesoestrutura pull-apart em itabirito anfibolítico preenchida por carbonato; (h) brecha em itabirito anfibolítico selada por hematita. Dobras em bainha (Fig. 6e) e estruturas S/C s (Fig. 6f) foram observadas associadas com domínios de maior transposição nos itabiritos e internas à superfície Sn- 1//Sn. Em escala de furo de sonda e lâmina, além das dobras isoclinais intrafoliais, internamente à foliação de transposição Sn-1//Sn ocorrem estruturas pinch-and-swell, boudins e estruturas S/C/C (Fig. 7b). Nos itabiritos anfibolíticos e carbonáticos verificase que existe uma foliação oblíqua à foliação Sn-1//Sn, por vezes sigmoidal, marcada pela orientação de agregados de magnetita. Essa orientação corresponde a uma estrutura C (Fig. 7c). Fig. 7. Principais microestruturas encontradas no deposito: (a) detalhe do bandamento composicional S n-1 truncada por foliação plano axial S n, marcada pela orientação da hematita em itabirito quartzoso; (b) microestrutura do tipo S/C/C em xisto máfico; (c) orientação preferencial dos agregados de magnetita obliquamente à foliação S n-1 //S n, marcando a direção da C em laranja; (d) dobra em caixa observada em

43 43 xisto máfico. Figura a em luz refeltida, plana e polarizada; figuras b, c, d em luz transmitida, plana e polarizada. Magnetita (Mag), hematita (Hem), quartzo (Qz), plagiocásio (Pl), moscovita (Ms), clorita (Chl). Em níveis mais ricos em clorita dos xistos máficos, a foliação Sn está dobrada com padrão em caixa (Fig. 7d) e kink. Essas estruturas possuem charneiras (Lb) orientadas segundo a lineação de estiramento (Lxn). Dobras de crenulação são observadas nos itabiritos, cujas charneiras também se posicionam segundo a lineação de estiramento. Em conjunto, essas estruturas representam curtain folds (Hartwig, 1925; Lotze, 1957; Passchier, 1986a; Paschier e Trouw, 2005; Wex et al., 2014). Em algumas dobras podese observar uma foliação de plano axial Sn tardia, com orientação fraca a moderada e marcada por: porfiroblastos de ferri-tschermakita 2 e biotitia 2 nos xistos máficos; cumingtonita 3 e clorita nos itabiritos anfibolíticos; clorita nos itabiritos carbonáticos; e cumingtonita, clorita e epidoto nas rochas carbonatossilicáticas. Zonas de cisalhamento normais e estruturas pull-apart foram observadas em testemunhos de sondagem (Fig. 6g). Essas estruturas truncam a foliação Sn-1//Sn e estão associadas com veios verticais de quartzo, carbonatos e sulfetos. Em alguns veios de quartzo, uma lineação de crescimento mineral pode ser observada, que está ortogonalmente posicionada com relação às paredes das fraturas. Localmente, brechas seladas por hematita 2 são observadas (Fig. 6h) Caracterização Petrográfica Xistos máficos Essas rochas (Fig.5a, b) ocorrem formando corpos aproximadamente planares a lenticulares que se intercalam com os diversos itabiritos do depósito. A espessura das camadas varia de 1 a 28 metros nos testemunhos 3 e 4 (Fig.4). A NE, no furo 23, esse litotipo atinge 136 m de espessura. As rochas são anisotrópicas, inequigranulares e de granulação fina a muito fina. A xistosidade Sn (Fig. 8a) é marcada pela orientação preferencial de ferri-tschermakita 1, biotita 1, hematita lamelar e clorita (Tabela 2). Nessas rochas duas gerações de ferri-tschermakita foram identificadas (Fig.8b) (Tabela 2). A primeira possui pleocroísmo variando de verde claro a verde escuro. Os grãos são prismáticos, idioblásticos a subidioblástico e, por vezes, xenoblásticos quando inclusos na magnetita 1. Essa geração ocorre orientada marcando a xistosidade Sn. A segunda geração é representada por porfiroblastos com pleocroísmo variando de verde

44 44 claro, verde escuro e castanho, com grãos prismáticos e, predominantemente, subidioblásticos que truncam a foliação Sn e a geração anterior (Fig. 8b). Em amostra de mão mostram orientação preferencial fraca a moderada, mas em lâmina configuram, principalmente, a microestrutura decussada (Tabela 3). Ambas as gerações são truncadas por magnetita, hematita e carbonato 1, que ocorrem preferencialmente nas bordas e nas clivagens das ferri-tschermakitas, exibindo contatos reentrantes e bordas de corrosão. Plagioclásio ocorre em grãos individuais ou em aglomerados policristalinos e granulares juntamente com o quartzo. Os grãos são xenoblásticos e com tamanho variando de 0,5 a 1,0 mm. Com os aglomerados de hematita exibe bordas reentrantes e pode ocorrer incluso nesse mineral ou em seus aglomerados (Fig. 8c). Com o carbonato 1 o contato é ameboide e fortemente interlobado. Magnetita foi descrita em uma geração parcialmente martitizada, sendo observada como aglomerados granulares e intersticiais aos demais minerais silicáticos da rocha (Fig. 8d) ou como porfiroblastos que truncam a xistosidade Sn (Fig. 8e). Os grãos intersticiais são subidioblásticos e apresentam contatos curvos a reentrantes com quartzo, carbonato 1 e ferri-tschermakita 1 e 2, formando borda de corrosão nesses silicatos. Por sua vez, os porfiroblastos de magnetita são idioblásticos a subidioblásticos e contêm inclusões de quartzo, biotita e clorita. A orientação interna das inclusões dos porfiroblastos (Si) possui continuidade com a foliação externa (Sn) (Fig. 8e), tais feições configuram a microestrutura poiquiloblástica helicítica. Os porfiroblatos fazem contatos curvos e fortemente interlobados com a ferri-tschermakita 2 e exibem bordas de corrosão com clorita pós ferri-tschermakita 1. Com a biotita 2, os porfiroblastos crescem aproveitando a clivagem do hospedeiro (Fig. 8f). Além disso, são frequetemete truncados por veios de carbonato 2 (Fig. 8f). Biotita também ocorre em duas gerações. A primeira está orientada constituindo a foliação Sn, juntamente com ferri-tschermakita 1, mas ocupando suas bordas ou clivagens (Fig. 8b). Além disso, cresce nas clivagens da ferri-tschermakita 2 e é truncada pela hematita. A segunda geração forma porfiroblastos orientados ortogonalmente à Sn (Fig. 8f), incluindo essa foliação. A magnetita cresce nas suas clivagens e também é truncada pelo carbonato venular - Cb2 (Fig. 8f). Hematita ocorre em aglomerados (Figs. 9a, b) ou em grãos isolados (Fig. 8d), em ambs os casos estão orientados na foliação Sn. Os grãos são lamelares, subidioblásticos a xenoblásticos, com tamanho entre 0,05 e 0,3 mm. Apresenta contatos curvos a

45 45 reentrantes com plagioclásio, ferri-tschermakita 1 e 2, biotita 1 e quartzo (Figs. 9c,d) e inclusões ameboides ou esqueletiformes de ferri-tschermakita 1, clorita, biotita 1, oligoclásio e quartzo (Figs. 8c,9a). Trunca grãos de ferri-tschermakita 2 e de biotita 2 (Fig 8b) e é truncado pela pirita venular (Fig. 9e). Fig. 8. Aspectos microscópicos dos xistos máficos: (a) ferri-tschermakita 1 orientada segundo a xistosidade S n, configurando a microestrutura nematoblástica; (b) detalhe da relação de ortogonalidade entre a ferritschermakita 1 e a ferri-tschermakita 2. Notar detalhe de biotita truncando a ferri-tschermakita 1 e de hematita truncando a ferri-tschermakita 2; (c) oligoclásio incluso nos aglomerados de hematita e exibindo bordas de corrosão; (d) magnetita intersticial aos minerais silicáticos da rocha. Notar hematita lamelar com contato curvo; (e) porfiroblasto de magnetita com foliação interna (Si) marcada pela orientação de grãos

46 46 esqueletiformes de quartzo e biotita, representando uma microestrutura poiquiloblástica helicítica; (f) porfiroblasto de magnetita nas clivagens da biotita. Notar seu truncamento por carbonato 2. Figuras a,b, e, f em luz transmitida, plana e polarizada; figura c em luz transmitida, plana e polarizada, cruzada; figura d em luz refletida, plana e polarizada. Ferri-tschermakita (Fts), magnetita (Mag), quartzo (Qz), hematita (Hem), carbonato (Cb), biotita (Bt), clorita (Chl), pirita (Py), oligoclásio (Olg). Fig. 9. Aspectos microscópicos dos xistos máficos: (a,b) domínio enriquecido em hematita com grãos esqueletiformes de carbonato 1; (c) aglomerado de hematita em contato fortemente reentrante com quartzo e ferri-tschermakita 1. Notar inclusões esqueletiformes desses silicatos nos aglomerados de hematita; (d) mesmo campo anterior, com destaque para grão de pirita; (e) vênula com pirita truncando grãos de hematita; (f) grão isolado de calcopirita. Figura a, c em luz transmitida, plana e polarizada; figuras b, d, e,

47 47 f em luz refletida, plana e polarizada. Ferri-tschermakita (Fts), magnetita (Mag), quartzo (Qz), hematita (Hem), carbonato (Cb), clorita (Chl), pirita (Py), calcopirita (Cpy). Clorita foi identificada nas bordas e clivagens da ferri-tschermakita 1 ou formando grãos orientados ao longo da foliação e nas clivagens da biotita 1. Nesse caso, em geral, a clorita forma níveis monominerálicos e pseudomorfos pós ferri-tschermakita 1, principalmente em níveis mais superficiais dos testemunhos de sondagem. Pirita ocorre em uma única geração, como grãos isolados e intersticiais (Figs. 7c, d) ou como veios (Fig. 9e). Os veios desse mineral ora truncam, ora orientam-se segundo a foliação Sn. Os grãos são xenoblásticos e truncam a ferri-tschermakita 2. Calcopirita (Fig. 9f) também ocorre em grãos individuais e isolados. Os grãos são xenoblásticos e trunca a ferri-tschermakita 2 nas bordas e aproveita as direções de clivagens deste mineral. Duas gerações de carbonato foram descritas (Tabela 2). A primeira é granular com extinção ondulante fraca e observada, principalmente, nas bordas e nos planos de clivagem das ferri-tschermakitas 1 e 2. Possui bordas de corrosão com clorita, biotita, oligoclásio e quartzo. Essa geração possui inclusões destes minerais e de magnetita 1. A segunda é venular, não tem deformação e trunca os porfiroblastos de magnetita e biotita (Fig.8e) em alto ângulo. Nessas rochas, além das microestruturas listadas na tabela 3, ocorrem dobras de crenulação do tipo caixa ou kink band, sendo a S n-1 //S n a superfície dobrada Itabiritos Itabiritos quartzosos Esses litotipos (Fig. 5c) aparecem como corpos lenticulares intercalados com xistos máficos e itabiritos carbonáticos (Fig. 4). A espessura das camadas varia de 2,0 a 27,0 m. As rochas são inequigranulares, anisotrópicas e apresentam um bandamento composicional (Sn-1//Sn) lenticular caracterizado por níveis com proporções variadas de quartzo 2, hematita, magnetita 2, carbonato e moscovita (Tabela 1). A espessura do bandamento varia de 0,3 a 2,0 cm, sendo esses itabiritos classificados como micro a mesobandados (Trendall, 2002) (Figs. 10a, b). Paralelamente ao bandamento verifica-se que a hematita lamelar e a moscovita possuem uma orientação preferencial segundo a xistosidade Sn-1//Sn (Fig. 10b), marcando a microestrutura lepidoblástica. Domínios mais enriquecidos podem atingir até 55% de hematita ou magnetita. Os níveis mais ricos em

48 48 hematita são lenticulares, enquanto que os enriquecidos em magnetita 2 formam bolsões irregulares. Dobras isoclinais intrafoliais são encontradas internamente ao bandamento composicional (Fig. 5c, 10a). A superfície dobrada S n-1 também é um bandamento (Fig. 8c) formado pela variação modal de magnetita 1, carbonato e quartzo 1, ambos formando a microestrutura poligonal granular. Essa superfície está transposta pela foliação Sn-1//Sn (Fig. 10b), que é marcada, principalmente, pela orientação de hematita. A magnetita ocorre tanto na foliação dobrada Sn-1 (Magnetita 1), quanto na foliação de transposição Sn-1//Sn (Magnetita 2) (Tabela 2). Entretanto, a magnetita 2 também ocorre nas bordas da magnetita 1 em charneiras de dobras isoclinais intrafoliais., Em ambos os casos, ocorrem martitizadas em graus variáveis e truncadas pela hematita lamelar. Grãos esqueletiformes de magnetitas 1 e 2 podem ser observados inclusos em agregados de hematita (Fig. 10d, f). A primeira geração de magnetita (Fig. 10d) forma grãos predominantemente subidioblásticos, que ocorrem isolados, podendo aparecer em seções cúbicas, ou inclusos na magnetita 2. O contato com o quartzo 1 em geral é reto e fracamente curvo e com ele forma a microestrutura granoblástica (Tabela 3). A segunda geração de magnetita (Figs. 10e, f) é predominantemente xenoblástica e forma agregados lobulares em contato bastante irregulares com o quartzo (Figs. 10e, f; 11a, b), carbonato e moscovita (Fig. 11c), formando bordas de corrosão. Inclusões esqueletiformes desses minerais são frequentemente observadas na magnetita (Figs. 10e; 11c). Hematita lamelar forma agregados policristalinos e orientados segundo S n-1 //S n (Fig.11d). Além disso, é frequentemente observada nas bordas das magnetitas 1 e 2, com bordas de corrosão com estes minerais. Inclusões esqueletiformes de quartzo, moscovita (Figs. 11.e, f) e carbonatos são observadas nos domínios ricos em hematita e nos grãos reliquiares de martita (Fig. 11d). Em uma amostra observou-se ouro nos domínios ricos nesse mineral. Moscovita aparece, principalmente, nos domínios ricos em hematita ou, em menor proporção, nos níveis ricos em magnetita 2, sendo bordejada e corroída por esses óxidos. Ocorre inclusa nos aglomerados de hematita, formando grãos esqueletiformes (Fig. 11e). Carbonato é xenoblático e ocorre como agregados policristalinos ou como grãos individuais intersticiais aos grãos de quartzo 2. As microestruturas observadas nessas rochas estão apresentadas na tabela 3. Além dessas, verifica-se a presença de veios de quartzo (quartzo 3, tabela 2) com hematita (2 a

49 49 geração). Associada com a foliação Sn-1//Sn ocorrem boundins, pinch-and-swell e lineação de crescimento mineral com precipitação de hematita 2. Fig. 10. Seções delgadas e aspectos petrográficos dos itabiritos quartzosos: (a) detalhe do mesobandamento S n-1 truncada pela S n ; (b) detalhe do microbandamento S n-1 //S n ; (c) microbandamento S n-1 com níveis ricos em quartzo 1 e níveis ricos em magnetita 1, hematita e moscovita; (d) grãos de magnetita 1 truncados pela hematita lamelar; (e) domínio com magnetita 2 e hematita. Notar inclusões esqueletiformes de quartzo nos aglomerados de magnetita 2 e hematita e feições de corrosão com esse silicato e com carbonato; (f) magnetita 2 reliquiar inclusa em aglomerados de hematita. Figura c em luz transmitida, plana e polarizada, cruzada; figuras d, f em luz refletida, plana e polarizada; figura e em luz transmititda, pana e polarizada. Magnetita (Mag), quartzo (Qz), hematita (Hem), moscovita (Ms), carbonato (Cb).

50 50 Fig. 11. Aspectos petrográficos dos itabiritos quartzosos: (a) grãos esqueletiformes de quartzo inclusos em níveis ricos em magnetita 2 e hematita; (b) aglomerado de magnetita 2 com inclusões esqueletiformes de quartzo e truncada por hematita; (c) aglomerado de magnetita 2 exibindo contato curvo a reentrante com moscovita e com inclusões esqueletiformes deste mineral; (d) aglomerado de hematita orientado na foliação S n-1 //S n e com inclusões de grãos esqueletiformes de quartzo 2 e martita; (e) Inclusões esqueletiformes de moscovita em aglomerados de hematita lamelar; (f) inclusões esqueletiformes de moscovita e quartzo 2 em hematita. Figura a em luz transmitida, plana e polarizada; figuras b, d em luz refletida, plana e polariada; figuras c, e, f em luz transmitita, plana e polarizada, cruzada. Magnetita (Mag), quartzo (Qz), hematita (Hem), martita (Mt), moscovita (Ms).

51 51 Itabiritos anfibolíticos Os dois níveis descritos em seção são lenticulares (Fig. 4), sendo que um deles está intercalado com os xistos máficos e o outro se associa com os demais itabiritos. A espessura das camadas varia de 1 a 20 m, aproximadamente. Encontram-se micro a mesobandados (Fig. 5d, 12a) com bandamento composicional S n-1 //S n formado pela alternância de níveis com proporções variáveis de: (i) magnetita 2, quartzo, cumingtonita 2 (Fig.12b); (ii) magnetita 2, quartzo, cumingtonita 2, clorita e hematita lamelar; (iii) quartzo e cumingtonita 2; (vi) cumingtonita 2 e clorita; e (v) níveis monominerálicos de quartzo 2 ou de cumingtonita 2. Nessa foliação a xistosidade, paralela ao bandamento, é marcada pela orientação preferencial de cumingtonita 2, clorita e hematita lamelar. Dobras isoclinais intrafoliais são observadas internamente a essa folição, cuja superfície dobrada (Sn-1) também é um bandamento composicional contituído por cumingtonita 1, quartzo 1 e magnetita 1. Aglomerados de magnetita 2 com restos esqueletiformes de cumingtonita 2 se orientam obliquamente à foliação Sn-1//Sn, aproveitando a estrutura C (Fig. 12c). Entretanto, nesses aglomerados, a magnetita não apresenta orientação de forma (Fig. 12d). Os níveis mais ricos em magnetita atingem até 80 % desse mineral. Nessa unidade foram identificadas três gerações de cumingtonita (Tabela 2). A primeira associa-se com o quartzo 1 e orienta-se segundo a foliação Sn-1. A segunda está orientada preferencialmente segundo as xistosidades Sn-1// Sn, marcando a microestrutura nematoblástica (Fig.12e, f). A terceira ocorre em aglomerados decussados e como porfiroblastos que truncam a foliação S n-1 //S n (Fig. 12e) com orientação fraca e ortogonalmente à foliação Sn-1//Sn. A segunda e terceira geração aparecem inclusas no carbonato e nos aglomerados de magnetita 2. Neste caso, formam bordas de corrosão e magnetita 2 substitui cumingtonita 3 nos planos de suas clivagens e nas fraturas (Fig. 13a). Carbonato ocorre em uma única geração e foi descrito, preferencialmente, nas bordas e planos de clivagens das cumingtonitas 2 e 3 e, subordinadamente, formando aglomerados granulares. Exibe contato curvo a reentrante com cumingtonita 2, 3 e quartzo 1,2, apresentando inclusões esqueletiformes desses minerais (Fig. 13b) e de clorita. A magnetita 2 trunca suas bordas ou preenche as direções de clivagens desse mineral (Fig. 13b).

52 52 Fig. 12. Seção delgada e aspectos petrográficos dos itabiritos anfibolíticos: (a) detalhe do microbandamento S n-1//s n; (b) microbandamento composicional com níveis de cumingtonita 2 e quartzo 2 e níveis de magnetita 2, cumingtonita 2 e quartzo 2; (c) orientação oblíqua dos aglomerados de magnetita 2 na direção da C em S n-1 //S n ; (d) detalhe dos aglomerados de magnetita posicionados segundo a superfície C ; (e) cumingtonita 3 truncando nível rico em cumingtonita 2 orientado segundo S n-1 //S n ; (f) nível rico em cumingtonita 3, predominantemente decussada. Figuras b, c em luz transmititda, plana e polarizada; figuras d, e, f em luz transmitida, plana e polarizada, cruzada. Magnetita (Mag), cumingtonita (Cum), quartzo (Qz), hematita (Hem). Magnetita aparece em duas gerações. Magnetita 1 ocorre no bandamento Sn-1 ou inclusa na magnetita 2, que por sua vez forma aglomerados lobulares que constituem o

53 53 bandamento Sn-1//Sn. A segunda geração faz contatos fortemente interlobado com quartzo 1 e 2, carbonato, cumingtonita 1, 2 e 3 e clorita. Inclusões esqueletiformes desses minerais também são encontradas na magnetita 2. Além disso, cresce nas clivagens e fraturas de cumingtonitas 2 e 3 (Fig. 13a), de cloritas e de carbonato (Fig. 13b). Em geral observamse aglomerados isotrópicos, mas em alguns domínios nota-se a presença de aglomerados alinhados obliquamente à foliação Sn-1//Sn. Ambas as gerações estão parcialmente martitizadas (Fig. 13c). Hematita lamelar ocorre em grãos isolados ou nas bordas da magnetita, neste caso formando coroa de reação. Inclusões de magnetita (Fig. 13d), bem como inclusões esqueletiformes ou ameboides de aglomerados granulares de quartzo, cumingtonita 2 e 3, carbonato e clorita também são observadas. Quartzo ocorre na foliação Sn-1 associado com a cumingtonita 1 e magnetita 1 (Geração 1) ou principalmente como grãos esqueletiformes na foliação Sn-1//Sn (Geração 2). Uma terceira geração desse mineral foi observada em veios truncando a foliação Sn- 1//Sn em alto ângulo. Clorita também ocorre em uma geração (Fig. 13e). Os grãos lamelares orientamse segundo a xistosidade Sn-1//Sn juntamente com cumingtonita 2, mimetizando a foliação. Além disso, pode ocorrer decussada e truncando a foliação Sn-1//Sn ou com fraca orientação preferencial. Esse mineral possui inclusões orientadas de cumingtonita 2, marcando uma microestrutura poiquiloblástica helicítica, e está incluso nos aglomerados granulares de magnetita 2, cujo contato entre eles é fortemente reentrante. Pirita e calcopirita ocorrem como grãos isolados e intersticiais, mas podem ser observados nos aglomerados de magnetita 2, com bordas curvas a pouco interlobadas (Fig. 13f). Também apresentam contatos desse tipo com cumingtonitas 2 e 3. Além das microestruturas listadas na tabela 3, foram descritos boudins, pinchand-swell e veios de quartzo (3ª geração) e hematita (2ª geração), que truncam a Sn-1//Sn em alto ângulo. Em furo de sonda, foram verificados domínios cataclasados com selagem dos fragmentos de rocha por hematita 2.

54 54 Fig. 13. Aspectos petrográficos dos itabiritos anfibolíticos: (a) porfiroblasto de cumingtonita 3 com fraturas e clivagens preenchidas por magnetita 2; (b) carbonato ameboide com inclusões de cumingtonita 3 e com magnetita 2 ocupando as clivagens; (c) aglomerado de magnetitas 2 parcialmente martitizado; (d) hematita com inclusão de magnetita 2; (e) porfiroblasto de clorita truncando nível de cumingtonita 2. Notar orientação da clorita indicado em rosa; (f) pirita e calcopirita na borda de magnetita 2. Figuras a, b, e em luz transmitida, plana e polarizada, cruzada; figuras c, d, f em luz refletida, plana e polarizada. Magnetita (Mag), cumingtonita (Cum), quartzo (Qz), hematita (Hem), carbonato (Cb), clorita (Chl), pirita (Py), calcopirita (Cpy).

55 55 Itabiritos carbonáticos Os itabiritos carbonáticos (Fig. 5e) aparecem como dois corpos lenticulares com espessura de 0,30 e 13,0 m (Fig.4). O bandamento composicional predominante (Figs. 14a, b) é marcado pela alternância de níveis constituídos por: (i) quartzo 2, carbonato 2 e moscovita; (ii) moscovita e carbonato 2; (iii) magnetita 2, moscovita e quartzo 2; (vi) magnetita 2, carbonato 2 e moscovita; e (v) bandas monominerálicas de quartzo 2, de carbonato 1 e de carbonato 2. A xistosidade Sn é marcada pela orientação preferencial de moscovita (microestrutura lepidoblástica). Níveis boudinados de carbonato 2 e quartzo 2 orientam-se segundo essa xistosidade. Internamente ao bandamento foram encontradas dobras isoclinais intrafoliais, cuja superfície dobrada é um bandamento Sn-1 com proporções variáveis de quartzo 1, magnetita 1 e carbonato 1. Carbonato ocorre em três gerações (Tabela 3). A primeira foi identificada em dobras isoclinais intrafoliais. A segunda geração forma níveis desde monominerálicos até níveis com quartzo 2 (Fig. 14c) e/ou magnetita. É truncado por clorita e por magnetita 2, exibindo contato reentrante e bordas de corrosão no contato com esses minerais. Em geral, apresenta geminação polissintética e extinção ondulante moderada. A terceira geração de carbonato é venular e também aparece como uma zona de difusão (Fig. 14d) que trunca em alto ângulo a Sn-1//Sn. Moscovita lamelar ocorre preferencialmente orientada segundo Sn-1//Sn, exibindo microestrutura lepidoblástica (Fig. 14e), podendo formar porfiroblastos. Os níveis mais ricos em moscovita apresentam bordas de corrosão com magnetita 2 e clivagens substituídas por este mineral (Fig. 14e). Também aparece inclusa na pirita e na magnetita 2 como grãos reliquiares esqueletiformes. Clorita é lamelar e se apresenta com fraca orientação a decussada, truncando a foliação Sn-1//Sn, e inclusa no carbonato 2. Ocorre bordejada por carbonato 2 e magnetita 2, com os quais exibe feições de corrosão com estes minerais (Fig. 14f). Magnetita 1 ocorre inclusa na magnetita 2 e, menos frequente, no bandamento Sn- 1. Magnetita 2 forma agregados lobulares, que se distribuem paralelamente ao bandamento e à xistosidade, nesse caso aproveitando a orientação de grãos de moscovita. Entretanto, alguns grãos de magnetita 2 apresentam orientação oblíqua, posicionando-se na estrutura C da foliação Sn-1//Sn (Fig. 15a). Os níveis mais ricos em magnetita 2 atingem até 90% desse mineral. Podem ser observados grãos isolados e intersticiais aos grãos de quartzo 2, moscovita e carbonato 2. Apresenta inclusões esqueletiformes e ameboides de moscovita, carbonato 2, quartzo 2 (Fig. 15b, c) e clorita. Aparece inclusa na pirita ou

56 56 sendo truncada por este mineral e hematita. Nessa unidade, a magnetita está, em geral, pouco martitizada. Fig. 14. Seção delgada e aspectos petrográficos dos itabiritos carbonáticos: a) detalhe do microbandamento composicional; (b) bandamento composicional marcado pela variação do conteúdo em quartzo 2, magnetita 2 e moscovita; (c) banda com carbonato poligonal 2, quartzo 2 e magnetita 2; (d) veio de carbonato 3 truncando bandamento composicional S n-1 //S n ; (e) moscovita lamelar orientada segundo S n-1 //S n e com magnetita reentrante nas direções de clivagens; (f) borda de corrosão no contato de clorita e quartzo com magnetita 2. Figuras b, d em luz transmitida, plana e polarizada; figuras c, e, f em luz transmitida plana e polarizada, cruzada. Magnetita (Mag), moscovita (Ms), quartzo (Qz), carbonato (Cb), clorita.

57 57 Hematita lamelar ocorre em grãos isolados ou formando aglomerados que truncam as bordas de magnetita 2 (Fig. 15d). Fig. 15. Aspectos petrográficos dos itabiritos carbonáticos: (a) aglomerados de magnetita 2 oblíquos à foliação S n-1 //S n ; (b) magnetita 2, lobular, com inclusões esqueletiformes de carbonato 2 e quartzo 2. Notar bordas de corrosão nos minerais que estão em contato com a magnetita 2; (c) magnetita granular com hematita em suas bordas; (d) porfiroblasto de pirita 1 truncando magnetita 2 e porfiroblasto de moscovita; (e) pirita 1 exibindo contato curvo com magnetita; (f) pirita venular 2 trucando grãos de magnetita 2. Figura a em luz transmitida, plana e polarizada; figuras b, d em luz transmitida plana e polarizada, cruzada; figuras e, f em luz refletida plana e polarizada. Magnetita (Mag), moscovita (Ms), quartzo (Qz), hematita (Hem), carbonato (Cb), pirita (Py).

58 58 Pirita 1 apresenta-se como porfiroblastos cúbicos que truncam a magnetita 2 e os porfiroblastos de moscovita (Fig.15c) e contém inclusões desse mineral, carbonato 2 e magnetita 2. Os grãos de pirita apresentam bordas curvas a reentrantes com magnetita 2 (Fig. 15e). Os porfiroblastos por sua vez, não deflacionam a foliação externa S n-1 //S n. A pirita 2 é venular e trunca essa foliação (Fig.15f). Internamente a foliação Sn-1//Sn ocorrem boudins, pinch-and-swell, estruturas S/C/C. Os veios de carbonato 3 e pirita 2 truncam essa foliação em alto ângulo Rochas carbonatossilicáticas Estes litotipos (Fig. 5f) ocorrem como níveis lenticulares intercalados com itabiritos anfibolíticos e quartzosos (Fig. 4). O contato inferior é com os quartzitos do Grupo Santo Onofre, através da zona de cisalhamento Carrapato. Em geral, são rochas inequigranulares com micro bandamento composicional caracterizado pela variação de níveis com (Fig. 16a): (i) magnetita e proporções de carbonato 2 e quartzo; (ii) actinolita intercaladas com níveis quartzozos; (iii) quartzo e carbonato 1; (vi) níveis monominerálicos de clorita ou carbonato 1 (Fig. 16b); (v) biotita, actinolita, carbonato 2 e, raramente, hematita e moscovita; e (vi) cumingtonita e carbonato 2. Em escala de lâmina, os níveis mais ricos em magnetita atingem 60% desse mineral. A xistosidade é revelada pela orientação preferencial de actinolita, cumingtonita, biotita e clorita. Actinolita ocorre orientada na xistosidade Sn, caracterizando uma microestrutura nematoblástica. Possui pleocroísmo variando de incolor a verde pálido e os grãos são subidioblásticos a xenoblásticos. Apresenta bordas de corrosão com o carbonato 2 e magnetita. Além disso, esses minerais e a moscovita também ocupam as direções de clivagens da actinolita. Clorita possui pleocroísmo variando de incolor a verde claro, é idioblásticas a subidioblásticas e o hábito é lamelar. Ocorre formando níveis monominerálicos (Fig. 16b) ou intersticialmente aos aglomerados policristalinos de carbonato 1, marcando a xistosidade Sn da rocha. Possui contato reto a curvo com quartzo, carbonato 1 e actinolita e contato reto com biotita. Comumente englobando este mineral e grãos de cumingtonita. Também ocorrem grãos com orientação fraca a moderada, posicionados ortogonalmente à xistosidade Sn e, por vezes, decussados, mimetizando a foliação. Aparece inclusa no carbonato 2 e magnetita 2, exibindo bordas de corrosão e é truncada pela pirita.

59 59 Fig. 16. Aspectos petrográficos das Rochas carbonatossilicática: (a) microbandamento com níveis de quartzo e carbonato 2 e níveis de actinolita, moscovita, carbonato 2 e magnetita; (b) intercalação de níveis monominerálicos de carbonato 1 e clorita 1; (c) carbonato 2 truncando em alto ângulo o carbonato poligonal 1; (d) cumingtonita exibindo bordas reentrantes com carbonato 2; (e) epidoto crescendo nas clivagens da biotita; (f) epidoto incluso em aglomerado de carbonato 2 e com inclusões de quartzo. Figuras a, b, c, d, f em luz transmitida plana e polarizada, cruzada; figura e em luz transmitida plana e polarizada. Actinolita (Act), magnetita (Mag), quartzo (Qz), biotita (Bt) carbonato (Cb), cumingtonita (Cum); Epidoto (Ep), moscovita (Ms). Nessa unidade, duas gerações de carbonato foram identificadas. A primeira é representada pelo carbonato poligonal que ocorre em aglomerados granulares

60 60 policristalinos (Fig. 16c) e formando níveis monominerálicos ou níveis com clorita. Essa geração apresenta geminação polissintética, sendo truncada por clorita decussada, carbonatos 2, biotita, magnetita e hematita, com as quais faz contatos retos. A segunda geração de carbonato é granular amebóide e ocorre nas bordas e clivagens de actinolita e de cumingtonita (Fig. 16d) e incluso na magnetita e pirita. Essa geração de carbonato possui contatos curvos a fortemente reentrantes com quartzo, magnetita, biotita, actinolita e cumingtonita e contém inclusões de quartzo, actinolita, epidoto e de clorita. A essa forma de ocorrência está associada veios de carbonatos que conectam a domínios de difusão (Fig. 16c). Cumingtonita (Fig. 16d) aparece como grãos e porfiroblastos posicionados segundo à foliação Sn-1//Sn ou decussados a nematoblásticos truncando essa foliação com ângulos variáveis. Apresenta contato reto com carbonato 1 e é bordejada por carbonato 2 que também ocorre preenchendo as clivagens (Fig. 16d). Além disso, está incluso em grãos de clorita. Biotita orienta-se segundo foliação Sn, marcando a microestrutura lepidoblástica, e intersticialmente aos grãos de carbonato 1 e quartzo, formando contatos retos com esses minerais. É bordejada pelo epidoto, que também ocupa suas direções de clivagens (Fig. 16e) e é truncada pela clorita. Moscovita aparece, predominantemente, nas bordas e nas direções de clivagem da actinolita e como grãos intersticiais aos aglomerados amebóides de carbonato 2 e quartzo. Apresenta bordas curvas a reentrantes com magnetita, que também ocorre nas suas clivagens e é truncada pela pirita. Epidoto ocorre prismático nas bordas e direções de clivagens da biotita (Fig. 16e), às vezes mimetizando-a, ou com orientação fraca a decussada truncando a foliação Sn. É truncado pela clorita e possui inclusões de quartzo e bordas de corrosão com o carbonato 2, ocorrendo incluso no mesmo (Fig. 16f). Magnetita apresenta-se em uma geração como aglomerados granulares e grãos amebóides, lobulares e intersticiais aos grãos de quartzo e carbonato 1 e 2. Forma níveis descontínuos e, em geral, paralelizados com a xistosidade Sn-1//Sn. Apresentam contatos curvos a reentrantes com quartzo, clorita, carbonato 1 e 2 e actinolita, além de inclusões esqueletiformes desses minerais (Fig. 17a) e em geral, essas inclusões apresentam bordas de corrosão. Alguns grãos de magnetita encontram-se martitizados (Fig. 17b). Hematita ocorre em grãos isolados e associados com bordas da magnetita (1ª geração) ou em microestrutura cataclástica, atuando como selante dos fragmentos (Fig.

61 61 17c) (2ª geração) (Tabela 2). Os grãos são predominantemente xenoblásticos e, raramente lamelares. Apresenta contato curvo a reentrante com quartzo e carbonato 1 e 2, crescendo em suas bordas. Fig. 17. Aspectos petrográficos das Rochas carbonatossilicáticas: (a) magnetita com inclusões esqueletiformes de carbonato 2, quartzo e clorita. Notar bordas de corrosão com estes minerias; (b) magnetita granular martitizada; (c) hematita 2 atuando como selante em domínios cataclasados de carbonato 1; (d, e) pirita com inclusão de carbonato 2 e truncando clorita; (f) Pirita 2 e calcopirita em veios. Notar inclusões de cumingtonita. Figuras a, d em luz transmitida, plana e polarizada, cruzada; figuras b, c, e, f em luz refletida, plana e polariada. Magnetita (Mag), quartzo (Qz), hematita (Hem), carbonato (Cb), cumingtonita (Cum); clorita (Chl), pirita (Py), calcopirita (Cpy).

62 62 Pirita aparece em duas gerações (Tabela 2). A primeira é representada por grãos isolados que truncam clorita, carbonato 2 e moscovita, contendo inclusões desses minerais (Figs. 17d, e). A segunda geração ocorre em veios e associadas calcopirita (Fig. 17f). Esses veios posicionam-se paralelamente à S n e contém inclusões de cumingtonita. Nota-se que a calcopirita aparece preferencialmente nas bordas do veio e da pirita. Além das microestruturas listadas na tabela 3 e das relações mencionadas aqui, internamente à foliação Sn têm-se boudins simétricos, dobras de boudinagem, pinch-andswell nos níveis ricos em anfibólio e quartzo, e estruturas S/C/C marcada pela orientação preferencial de clorita e biotita Localização e tipos de domínios enriquecidos em ferro No alvo estudado ocorrem três domínios de enriquecimento em ferro, cujo somatório dos óxidos é superior a 40%, sendo estes domínios: (i) magnetítico (Figs 18a, b); (ii) magnetítico-hematítico ou hematítico-magnetítico (Figs. 18c, d); e (iii) hematítico (Figs. 18e, f). O domínio magnetítico (Fig 4) ocorre predominantemente nos itabiritos anfibolíticos, com magnetita variando de 30 a 60% e hematita de 1 a 5%, nos itabiritos carbonáticos, com magnetita entre 30 e 45% e hematita entre 0 e 5%, e, raramente, nos itabiritos quartzosos, com 55% de magnetita e 0% de hematita. Nesses domínios de enriquecimento, a magnetita 2 ocupa a posição da estrutura C, marcada pela orientação dos agregados de magnetita 2, que se posicionam obliquamente à foliação de transposição Sn-1//Sn (Figs. 12c, 15a) ou englobando a magnetita 1 das dobras intrafoliais. A magnetita é lobular e pode ocorrer disseminada, mas quando coalescidos, os agregados também lobulares de magnetita formam domínios bandados (Figs. 12b, 14b) e constituem rochas predominantemente maciças. Nesses domínios, hematita está disseminada e associa-se com as bordas da magnetita 2. O domínio magnetítico/hematítico ou hematítico/magnetítico (Fig. 4) ocorre nos itabiritos quatzosos (Figs. 10d, 11d), com porcentagem modal de magnetita variando de 13 a 30% e hematita de 10 a 35%, e nos itabiritos anfibolíticos, com magnetita variando de 20 a 26% e hematita de 7 a 12%. Nesse caso, magnetita 2 também aparece orientada segundo a estrutura C, formando agregados granulares obliquamente à foliação de transposição Sn-1//Sn, ou disseminada e intersticialmente aos grãos de quartzo 2. A hematita lamelar ocorre associada à foliação de plano axial Sn nos itabiritos quartzosos (Fig. 7a), bem como na superfíe S/C nos itabiritos quartzosos e anfibolíticos. Nesse último litotipo, também se associa com brechas, que atuam como selante dos fragmentos (Fig.

63 63 6h). Os domínios mais magnetíticos são compactos a bandados e, subordinadamente, disseminados. Os domínios mais hematíticos são lamelares, xistosos, friáveis, podendo também formar bandas em locais de maior transposição. Fig. 18. Aspectos macroscópicos dos domínios enriquecidos em ferro: (a) e (b) domínio magnetítico; (c) e (d) domínio magnetítico-hematítico ou hematítico-magnetítico; (e) e (f) domínio hematítico. O domínio hematítico aparece exclusivamente nos itabiritos quartzosos (Fig. 4),

64 64 com porcentagem modal de hematita variando de 30 a 50% e magnetita variando de 10 a 15%. A magnetita 2 é granular, ocorre inclusa nos aglomerados de hematita ou intersticialmente aos grãos de quartzo 2. Hematita é lamelar e forma agregados policristalinos orientados segundo a superfície C da foliação de transposição S n-1 //S n (Fig. 11d), bem como associada com a lineação de estiramento mineral Lx n (Fig. 6b) e preenchendo fraturas de tração juntamente com o quartzo (Figs. 6c, d). Esse domínio é xistoso, friável, formando níveis descontínuos ricos em hematita e com espessura variável, desde milimétrica a 5 cm, que se alternam com níveis bandados com quartzo e magnetita disseminada, subordinadamente Química Mineral Para cada litotipo identificado, a tabela 4 mostra os resultados de química mineral e a tabela 5 mostra a fórmula estrutural dos minerais analisados. Os dados estão apresentados nos apêndices B a G. Anfibólios - Nos xistos máficos os anfibólios apresentam valores de (Ca + Na)B maiores que 1,34 e NaB menores que 0,67, sendo classificados como do grupo dos anfibólios cálcicos (Leake et al., 2003; Hawthorne et al., 2012). Ambas as gerações identificadas são ferri-tschermakita. Nas figuras 19a, b nota-se uma semelhança nas composições das duas gerações analisadas. Nos itabiritos anfibolíticos as analises foram realizadas na segunda e a terceira geração de anfibólio, com valores de (Ca + Na)B menores que 1,34 e classificados como cumingtonita (Leake et al., 2003; Hawthorne et al., 2012). Em geral, os valores das razões Fe/(Fe+Mg) e Fe +3 /Fe +2 são próximas para as duas gerações observadas, diferindo-se no valor de Al(iv) que, em geral, são maiores para a segunda geração (Figs. 19c,d). Nas rochas carbonatossilicáticas, além da cumingtonita, também se observa a actinolita, com valores de (Ca + Na)B maiores que 1,34 e NaB menor que 0,67 (Leake et al., 2003; Hawthorne et al., 2012). Plagioclásio A análise química demonstrou que nos xistos máficos trata-se de oligoclásio, com teores de anortita variando 20,75 a 22,23%. Biotita - Nos xistos máficos, a primeira e a segunda geração de biotita foi classificada como anita, com Fe/(Fe+Mg) variando entre 0,523 e 0,575 e 0,418 a 0,559, respectivamente. Nota-se que a biotita da segunda geração em geral é mais rica na razão Fe/(Fe+Mg), em titânio e em Al(iv) com relação a da primeira geração (Figs. 19e, f). Nas rochas carbonatossilicáticas, esse filossilicato foi classificado como eastonita com valores

65 65 de Fe/(Fe+Mg) variando de 0,267-0,363. As razões Fe/(Fe+Mg), valores de Ti e de Al(vi) são inferiores aos obtidos nas biotitas dos xistos máficos (Figs. 19g, h). Fig. 19. Diagramas bivariantes para os minerais analisados. Ferri-tschermakita (Fts), cumingtonita (Cum), biotita (Bt), clorita (Chl), xisto máfico (XM), itabirito anfibolíticos (AI), rocha carbonatossilicática (CS).

66 66 Tabela 4. Análise química de minerais por Laser Ablation Inductively Coupled Mass Spectrometry (LA-ICPMS). Mineral SiO 2 FeO Al 2 O 3 MgO Na 2 O CaO K 2 O Cl TiO 2 Cr 2 O 3 MnO F V 2 O 3 Mafic Schist Ferritschermakite 1 39,213-40,682 20,446-22,294 14,99-16,578 5, ,633-1,846 9,898-10,384 0,372-0,465 0,000-0,039 0,270-0,402 0,00-0,095 0,261-0,492 0,034-0,147 0,069-0,217 Ferritschermakite 2 38,015-40,505 19,919-22,718 15,208-16,536 5,112-6,456 1,657-1,951 9,714-10,758 0,307-0,479 0,000-0,074 0,163-0,579 0,000-0,071 0,213-0,501 0,000-0,169 0,019-0,148 Biotite 1 34,684-36,184 20,791-23,018 15,999-16,662 9,485-10,995 0,132-0,272 0,017-0,108 7,650-9,227 0,005-0,164 1,273-2,014 0,000-0,060 0,075-0,196 0,216-0,359 0,004-0,100 Biotite 2 20,777-29,791 25,356-39,079 11,733-21,084 13,528-19,806 0,000-0,089 0,064-0,0361 0,003-1,194 0,021-0,083 0,000-1,357 0,000-0,045 0,029-0,254 0,000-0,385 0,000-0,074 Chlorite 20,777-27,223 24,965-39,079 16,093-21,559 13,528-17,856 0,000-0,057 0,000-0,361 0,000-0,046 0,007-0,083 0,000-0,298 0,000-0,102 0,029-0,254 0,000-0,139 0,000-0,053 Oligoclase 61,043-62,078 0,056-0,203 22,397-23,096 0,000-0,149 8,695-9,344 4,388-4,658 0,048-0,085 0,000-0,018 0,000-0,211 0,000-0,037 0,000-0,039 0,000 0,000-0,057 Carbonate 1 0,000-0,070 0,067-15,728 0,000-0,027 2,708-19,627 0,000-0,034 30,445-60,768 0,000-0,047 0,000-0,033 0,000-0,192 0,000-0,083 0,000-1,952 0,000 0,000-0,029 Amphibolite Itabirite Cumingtonite 2 53,761-55,119 22,395-24,931 0,120-0,232 18,066-18,977 0,000-0,066 0,324-0,495 0,000-0,052 0,000-0,026 0,000-0,071 0,000-0,013 0,522-0,954 0,000-0,161 0,000-0,071 Cumingtonite 3 52,752-55,620 21,906-25,182 0,132-0,435 17,816-18,947 0,000-0,120 0,354-0,698 0,000-0,079 0,000-0,034 0,000-0,144 0,000-0,083 0,326-0,986 0,000-0,131 0,000-0,062 Carbonate 2 0,012-2,208 1,871-13,855 0,000-0,276 14,600-23,715 0,000-0,028 27,075-31,664 0,000-0,112 0,000-0,012 0,000-0,116 0,000-0,113 0,574-4,033 0,000 0,000-0,046 Chlorite 26,297-27,051 20,389-21,312 20,131-21,270 20,216-20,982 0,012-0,067 0,000-0,077 0,010-0,137 0,000-0,036 0,000-0,059 0,000-0,143 0,083-0,113 0,019-0,109 0,000-0,023 Carbonatesilicates Cumingtonite 53,247-70,804 7,985-23,471 0,146-1,478 12,872-20,100 0,000-0,369 0,215-12,312 0,000-0,038 0,000-0,024 0,000-0,250 0,000-0,083 0,159-0,917 0,000-0,156 0,000-0,034 Actinolite 56,299-58,312 7,985-9,214 0,486-1,478 18,974-20,100 0,173-0,369 12,144-12,312 0,005-0,024 0,000-0,024 0,000-0,081 0,000-0,024 0,159-0,203 0,006-0,118 0,000 Biotite 37,530-38,760 11,517-16,756 14,475-15,661 16,463-18,018 0,136-0,268 0,003-0,014 8,440-10,023 0,003-0,100 0,307-1,225 0,000-0,072 0,000-0,036 0,350-1,717 0,001-0,023 Chlorite 26,822-37,101 10,225-16,862 14,002-21,719 17,250-29,401 0,000-0,260 0,000-0,166 0,000-8,984 0,000-0,118 0,000-0,709 0,000-0,171 0,000-0,197 0,008-1,284 0,000-0,040 Epidote 37,901-38,767 7,731-9,562 24,674-25,971 0,031-0,108 0,000-0,050 22,264-23,127 0,000-0,025 0,000-0,022 0,000-0,324 0,000-0,176 0,037-0,181 0,000 0,000-0,108 Carbonate 1 0,019-0,130 3,913-4,876 0,000-0,095 19,989-21,828 0,000-0,009 27,874-33,550 0,000-0,023 0,000-0,010 0,000-0,209 0,000-0,044 0,466-0,868 0,000 0,000-0,073 Carbonate 2 0,000-2,272 0,046-16,793 0,000-0,043 0,220-19,097 0,000-0,100 27,945-62,881 0,000-0,022 0,000-0,021 0,000-0,197 0,000-0,111 0,152-3,799 0,000 0,000-0,069

67 67 Clorita - Nos xistos máficos foram encontrados clinocloro e chamosita, predominando o primeiro. As moléculas de clinocloro, chamosita e pennantita variam de 45, , e 0-0,54 %, respectivamente. Os valores de Fe/(Fe+Mg) oscilam de 0,42 a 0,6. Nos itabiritos anfibolíticos a primeira geração desse mineral foi classificada como clinocloro, com moléculas de clinocloro, chamosita e pennantita variando de 52,65-53,70, 65, e 33,44-34,68, respectivamente. A razão Fe/(Fe+Mg) compreende entre 0,36 e 0,37. Por sua vez, nas rochas carbonatossilicáticas, a clorita também é classificada como clinocloro, com moléculas de clinocloro, chamosita e pennantita variando de 13,49-28,89, 13,46-28,88 e 0-0,35, respectivamente. Os valores de Fe/(Fe+Mg) varia de 0,17 a 0,29. Nota-se que a clorita 1 dos xistos máficos (Figs. 19i, j) têm maiores razões de Fe/(Fe+Mg) e Fe +3 /Fe +2, enquanto que as cloritas das rochas carbonatossilicáticas são as que possuem os menores nesses componentes. Epidoto - Nas rochas carbonato silicáticas foi classificado como epidoto sensu stricto, com Fe +3 ocupando o sitio M3 da fórmula estrutural do mineral. O valor de Fe +3 variou de 0,513 a 0,637. Carbonatos - Nos xistos máficos dois grupos de carbonatos foram encontrados para a primeira geração desse mineral, sendo um grupo com teor de calcita superior a 90% e outro com variação nesse componente entre 49,05 e 60,62%. Para esse segundo grupo, os demais componentes são de magnesita variando de 27,32 a 40,52%, rodocrosita variando de 0 a 2,48% e siderita variando de 0,13 a 19,85%, respectivamente. Nos itabiritos anfibolíticos a calcita varia entre 42,17 e 49,47%, magnesita entre 31,84 e 50,69%, rodocrosita entre 0,71 e 4,90% e siderita entre 2,24 e 16,95%. Nas rochas carbonatossilicáticas, em termos de componentes moleculares, o carbonato da primeira geração possui proporções semelhantes, com variação de calcita entre 47,76 e 50,03%, magnesita entre 35,79 e 46,84%, rodocrosita inferior a 2% e siderita entre 4,72 e 14,08%. O carbonato 2 é representado por dois grupos, um com mais de 90% de calcita e outro com componentes de calcita entre 46,20 e 50,70%, magnesita entre 27,60 e 47,02%, rodocrosita entre 0,39 e 4,88% e siderita entre 5,24 e 21,30%. A partir do diagrama de classificação de carbonatos (Palache et al., 1951), verifica-se que predomina carbonato dolomítico para os três litotipos citados acima, com presença de calcita nos xistos máficos e nas rochas carbonatossilicáticas (Fig. 20).

68 68 Fig. 20. Diagrama ternário de classificação dos carbonatos (Palache et al., 1951). Tabela 5. Fórmula química molecular dos silicatos e carbonatos. Mineral Ferri-tschermakita 1 (Calculada para 23oxigênios) Ferri-tschermakita 2 (Calculada para 23 oxigênios ) Oligoclásio (Calculada para 8 oxigênios ) biotita 1 (Anita) Calculada para 20 oxigênios ) biotita 2 (Anita) (Calculadas para 20 oxigênios ) Clorita (Calculadas para 28 oxigênios ) Fórmula Molecular Xisto Máfico Ca 1,591-1,696 Mg 1,283-1,412 Fe 2+ 1,337-1,662Fe 3+ 1,028-1,204Al 0,778-0,948 (Si 5,983-6,145 Al 1,855-2,017)O 22 (OH) 2 Ca 1,582-1,723 Mg 1,139-1,445 Fe 2+ 1,400-1,972Fe 3+ 0,0849-1,225Al 0,815-0,967 (Si 5,991-6,109 Al 1,891-2,009)O 22 (OH) 2 Ca 0,21-0,22 Na 0,82-1,63 Al 0,79-1,23 Si 1,40-2,79 O 8 K 1,52-1,79 (Mg 2,17-2,55 Fe 2+ 2,65-2,96)(Al 0,34-0,47 Ti 0,15-0,22 )Si Al 2,51-2,62 O 20 (OH) 3,21-3,87F 0,10-0,17 K 0,03-0,41 (Mg 3,763-4,96 Fe 2+ 3,17-4,74)(Al 0,00 Ti 0,13-0,17 )Si 4,59-5,17 Al 2,32-2,2,60 O 20 (OH) 3,78-3,92F 0,08-0,20 (Mg 4,219-8,040 Fe 1, 634-5,276 Al 2,267-2,565 )(Al 2,237-3,485 Si 5,229-5,549 )O 11,304-12,917 (OH) 15,787-15,972 Carbonato 1 Ca 0,544-0,742 Mg 0,302-0,487 Fe 0,001-0,219 Mn 0,000-0,028 CO 3 Cumingtonita 2 (Calculada para 23 oxigênios) Cumingtonita 3 Ca 1,059-1,084 Mg 0, 000-0,113 Fe 0,001-0,002 Mn 0,000 CO 3 Itabirito Anfibolítico Mg 3,932-4,141 Fe 2,575-2,832 Mn 0,083-0,117 Si 7,891-8,029 O 23 (OH) 2

69 69 (Calculada para 23 Mg 3,855-4, 167 Fe 2,582-2,937 Mn 0,041-0,110 Si 7,843-8,055 O 23 (OH) 2 oxigênios) Clorita (Calculadas para 28 (Mg 6,167-6,234, Fe 3,634-3,692 Al 2,237-2,299 )(Al 2,609-2,709 Si 5,291-5,391 )O 12,009-12,385 (OH) 15,862-15,950 oxigênios ) Carbonato Ca 0,483-0,565 Mg 0,362-0,588 Fe 0,026-0,193 Mn 0,008-0,057 CO 3 Rochas Carbonatossilicáticas Actinolita (Calculada para 23oxigênios) (Ca 1,783-1,803 Na 0,046-0,099 )(Mg 3,903-4,070 Fe 0,458-0,548 )(Si 7,769-7,920 Al 0-0,021 )O 22 (OH) 2 Cumingtonita (Calculada para Mg 4,017-4,8,177 Fe 2,484-2,779 Mn 0,060-0,114 Si,7,810-7,971 O 23 (OH) 2 23oxigênios) Clorita (Mg 4,703-8,177 Fe 1,550-2,845 Al 2,034-2,364 )(Al 1,253-2,631 Si 5,369-6,822 )O 11,272-12,058 (OH) 14,441-15,953 (Calculadas para 28oxigênios ) Epidoto Ca 1,900-1,977 Fe 3+ 0,513-0,637Al 2,317-2,428 (Si 3,033-3,077 O 12,5 )(OH) (Calculada para 12,5 oxigênios ) Biotita (Eastonita) K 1,56-1,84 (Mg 3,65-3,86 Fe 2+ 1,41-2,08)(Al 0,13-0,25 Ti 0,03-0,13 )Si 5,56-5,58 Al 2,38-2,44 O 20 (OH) 3,20- (Calculado para 20 3,81F 0,16-0,79 oxigênios ) Carbonato 1 Ca 0,483-0,565 Mg 0,362-0,588 Fe 0,026-0,193 Mn 0,008-0,057 CO Carbonato 2 Ca 0,4970,593 Mg 0,303-0,529 Fe 0,055-0,234 Mn 0,005-0,054 CO 3 Ca 1,025-1,210 Mg 0,005-0,066 Fe 0,001-0,025 Mn 0,0020,010 CO Geotermômetro Abaixo encontram-se os cálculos de temperatura de metamorfismo para anfibólio e plagioclásio de xistos máficos e cloritas identificadas em xistos máficos, itabiritos anfibolíticos e rochas carbonatossilicáticas Anfibólio e plagioclásio Nos xistos máficos, para o cálculo da temperatura de metamorfismo foram realizadas análises de anfibólios e plagioclásios orientados segundo a foliação Sn. Os resultados estão apresentados na tabela 6. As pressões calculadas variam de 9,77 a 10,87 kbar e as temperaturas dos geotermômetros Holland e Blundy (1994) e de suas interações com e Schmidt (1992) e Anderson et al. (1995, 1996) sugerem temperaturas da fácies anfibolito médio a alto Clorita Os cálculos de temperatura de cristalização da clorita foram realizados utilizando o programa de Yavuz et al. (2015) e os resultados estão apresentados na tabela 7. A escolha dos geotermômetros foi realizada segundo os seguintes critérios: (i) temperaturas calculadas acimada do limite rúptil-dúctil para o quartzo, definida em 300º por Voll

70 70 (1976), Tullis (1978), Schmid e Casey (1986), Simpson (1986) e Sibson (1990), uma vez que nas rochas do depósito estudado predominam largamente as microestruturas dúcteis para esse mineral; (ii) razão Fe/(Fe+Mg) inferior a 0,6 (Jowett, 1991); e (iii) semelhança entre os ambientes tectônicos das cloritas estudadas neste trabalho, por Cathelineau (1988) e Xie et al. (1997). Tabela 6. Temperaturas calculadas pelo par hornblenda-anfibólio em xistos máficos. *Geotermômetro calibrado segundo a reação edenita + 4 quartzo = tremolita + albita; ** geotermômetro calibrado segundo a reação edenite + albite = richterite + anorthite. Geotermômetro Temperatura Pressão fixada (kbar) Pressão calculada * 2 _ Holland e Schmidt (1994) ** * 8 _ ** Interação Holland e Blundy (1994) e * _ 9,9-10,87 Schmidt (1992) ** Interação Holland e Blundy (1994), Anderson et al. (1995, 1996) e e Schmidt (1992)* * ** _ 9,77-10,49* 9,97-10,80** Para todos os geotermômetros optados, os resultados obtidos para as cloritas dos xistos máficos mostrou um grande espectro de temperatura. Entretanto, para os itabiritos anfiboliticos e para as rochas carbonatossilicáticas a variação foi menor e os valores ficaram no espectro da fácies xisto verde (Burcher e Grapes, 2011). Tabela 7. Temperaturas calculadas pelos geotermômetros indicados para as cloritas dos diversos litotipos analisados. Litotipo / Geotermômetro Cathelineau (1988) Jowett (1991) Xie etal. (1997) Xistos Máficos o o o Itabirito Anfibolíticos o o o Rochas Carbonatossilicáticas o o o 5.7. Análises químicas de óxidos de ferro por LA-ICPMS Neste trabalho foram analisadas as duas gerações de magnetitas e grãos de hematitas lamelares presentes em itabiritos quartzosos, itabiritos anfibolíticos e itabiritos carbonáticos, além de análises de rocha total dos três litotipos citados. As razões La/YbN, Eu/Eu*, Ce/Ce* e somatório de ETR s encontram-se na tabela 8. Os dados estão apresentados nos apêndices H a S.

71 Elementos Terras Raras Itabiritos quartzosos A primeira geração de magnetita (Magnetita 1) apresenta enriquecimento de Elementos Terras Raras Pesados (ETRP) em relação aos Leves (ETRL) (Fig. 21a). No centro dos grãos analisados os valores de La/Yb N variam entre 0,011 e 0,114 (±0,030), Eu/Eu* de 0,790 a 6,708 (±0,608), Ce/Ce* de 0,036 a 1,543 (±0,125), com médias em 0,055, 1,586 e 0,259, respectivamente, e somatório de ETR entre 3,563 e 16,045. As bordas apresentam razão La/YbN entre 0,007 e 0,091 (±0,021), Eu/Eu* entre 0,700 e 2,474 (±0,392), Ce/Ce* entre 0,018 e 0,128 (±0,017), com médias em 0,032, 1,450 e 0,044, respectivamente, e somatório de ETR variando de 3,114 a 8,538. Os valores obtidos por LA-ICPMS para essa magnetita são mais empobrecidos em ETRL do que os obtidos em análise de rocha total. Tanto o centro quanto a borda possuem anomalias negativas em Ce e picos positivos de Eu. Para a magnetita 2 (Fig. 21b) os valores de La/YbN são de 0,013 a 0,214 (±0,053), Eu/Eu* de 0,509 a 3,420 (±0,838), Ce/Ce* de 0,007 a 0,039 (±0,009), com médias em 0,092, 1,734 e 0,019, respectivamente, e somatório de ETR variando de 4,207 a 14,425. O padrão é horizontalizado, porém neste caso há um maior enriquecimento nos valores de La, Ce, Pr, Nd na magnetita 2 do que na magnetita 1. Possui picos positivos de Eu e Ce. Os valores obtidos por LA-ICPMS para essa geração de magnetita plotam aproximadamente dentro do envelope dos valores obtidos nas análises de rocha total. Hematitas (Fig. 21c) apresentam maior enriquecimento em ETRP em relação aos ETRL, com picos positivos em Sm, Eu e Gd. Dois grupos foram observados. O primeiro, a razão La/YbN varia entre 0,008 e 0,088 (±0,018), Eu/Eu* de 0,338 a 2,747 (±0,357), Ce/Ce* de 0,042 a 1,596 (±0,170), com médias em 0,030, 1,251 e 0,398, respectivamente, e somatório de ETR de 1,600 a 19,658. No segundo, a razão La/YbN varia entre 0,022 e 0,211 (±0,036), Eu/Eu* de 0,328 a 3,337 (±0,683), Ce/Ce* de 0,359 a 1,855 (±0,319), com médias em 0,114, 1,161 e 0,673, respectivamente, e somatório de ETR de 3,283 a 51,301. Em ambos os grupos, predominam picos positivos de Eu e picos negativos de Ce. Os valores obtidos por LA-ICPMS plotam Abaixo dos obtidos em rocha total e, aproximadamente, na base do envelope dos valores obtidos por Anjos-Cruz (2016) na Chapada diamantina.

72 72 Itabiritos anfibolíticos A primeira geração de magnetita (Magnetita 1) possui enriquecimento de ETRp com relação aos ETRl (Fig. 21d), como também verificado nas analises dessa geração nos itabiritos quartzosos. No centro, a razão La/Yb N varia de 0,010 a 0,061 (±0,009), Eu/Eu* de 0,702 a 1,911 (±0,211), Ce/Ce* de 0,018 a 0,052 (±0,008), com médias em 0,025, 1,223 e 0,033, respectivamente, e somatório de ETR variando de 3,773 a 4,689. Nas bordas, a razão La/YbN varia de 0,008 a 0,032 (±0,005), Eu/Eu* de 0,892 a 1,957 (±0,256), Ce/Ce* de 0,025 a 0,058 (±0,010), com médias em 0,020, 1,275 e 0,038, respectivamente, e somatório de ETR variando entre 2,232 e 5,681. Ambos dados possuem picos negativos de Ce e positivos em Eu. Os valores obtidos por LA-ICPMS para essa magnetita são mais empobrecidos em ETRL do que os obtidos em análise de rocha total. A segunda geração (Magnetita 2) (Fig. 21e) exibe padrões horizontalizados e mais enriquecidos em ETR leves do que a magnetita 1. No centro, a razão La/YbN varia de 0,098 a 0,223 (±0,055), Eu/Eu* de 1,086 a 2,056 (±0,400), Ce/Ce* de 0,007 a 0,027 (±0,007), com média em 0,141, 1,456 e 0,016, respectivamente, e somatório de ETR entre 5,561 e 10,697. Nas bordas, a razão La/YbN varia de 0,075 a 2,121 (±0,600), Eu/Eu* de 0,825 a 2,780 (±0,514), Ce/Ce* de 0,020 a 0,102 (±0,022), com médias em 0,640, 1,442 e 0,050, respectivamente, e somatório de ETR de 6,003 e 92,365. As bordas da magnetita 2 apresentam um maior fracionamento em ETR do que o centro. Entretanto, ambos possuem picos positivos de Sm, Eu e Gd. Comparativamente, as bordas e os centros dessa geração apresentam picos mais positivos de Eu em relação ao Ce, sendo as bordas mais enriquecida nestes elementos. Tanto as análises das bordas quanto as dos centros não plotam no envelope das análises de rocha total. Como nos itabiritos quartzosos, nessas rochas dois grupos de hematita foram encontrados (Fig. 21f). O primeiro, apresenta padrão similar ao da magnetita 1, no que diz respeito ao empobrecimento em ETR leves. Porém os picos de Eu e Tb são levemente mais positivos. A razão La/YbN varia de 0,013 a 0,017 (±0,001), Eu/Eu* de 1,198 a 1,365 (±0,042), Ce/Ce* de 0,333 a 1,590 (±0,386), com médias em 0,016, 1,282 e 0,821, respectivamente, e somatório de ETR entre 3,854 e 4,415. Possui picos, predominantemente, negativos em Ce e positivos em Eu. No segundo grupo, com padrão similar ao das magnetitas 2, a razão La/YbN oscila de 0,014 a 0,155 (±0,041), Eu/Eu* de 0,481 a 1,523 (±0,311), Ce/Ce* de 0,131 a 1,290 (±0,367), com médias em 0,062, 1,170 e 0,567, respectivamente, e somatório de ETR entre 2,952 e 6,439. Em ambos os grupos,

73 73 os valores obtidos por LA-ICPMS plotam abaixo dos obtidos em rocha total. Com relação às analises de Anjos Cruz (2016) na Chapada Diamantina, também há uma concordância entre os valores obtidos por aqueles autores e neste trabalho. Fig. 21. Distribuição de Elementos Terras Raras obtidos por LA-ICP-MS em magnetitas e hematitas dos itabiritos quartzosos, anfibolíticos e carbonáticos. Os polígonos em preto e realçados representam análises em rocha total e em laranja representam os dados copilados de Cruz et al. (2016). Os dados de Carajás, Quadrilátero Ferrífero e Hamersley foram copilados de Figueiredo e Silva et al. (2009), Angerer et al. (2012, 2013), Nadoll et al. (2014), Hensler et al. (2015a,b) in Hagemann et al. (2016). Normalização pelo Post-Archean Australian Shale (PAAS) (MCLENNAN, 1989). Hematita (Hem), Magnetita (Mag), Análise de rocha total (RT), Chapada Diamantina (CD), Depósito de Carajás (CJ), Depósito do Quadrilátero

74 74 Ferrífero (QF), Depósito de Hamersley/AUS (Hml). Os dados de rocha total estão apresentados no apêndice S. Itabirito carbonático Diferentemente do que foi observado nas demais amostras, tanto na magnetita da primeira geração (Magnetita 1) quanto da segunda geração (Magnetita 2) há um enriquecimento de ETRP em relação aos ETRL (Figs 21g,h). Entretanto, os valores de ETR s são um pouco mais fracionados na magnetita 2 do que na 1. Na magnetita 1 a razão La/YbN varia de 0,001 a 0,064 (±0,013), Eu/Eu* de 0,753 a 2,072 (±0,220), Ce/Ce* de 0,105 a 0,901 (±0,225), com médias em 0,025, 1,299 e 0,362, respectivamente, e somatório de ETR variando de 3,532 a 8,634. Na magnetita 2 a razão La/YbN varia de 0,008 a 0,081 (±0,018), Eu/Eu* de 0,924 a 1,988 (±0,362), Ce/Ce* de 0,003 a 0,021 (±0,005), com médias em 0,034, e 1,467 e 0,010, respectivamente, e somatório de ETR variando de 5,188 a 7,587. Ambas as gerações apresentam picos negativos de Ce e positivos de Eu. Os valores obtidos por LA-ICPMS plotam abaixo dos obtidos em rocha total para os ETRL e àcima para os ETRP. Tabela 8. Variação do somatório de ETR e das razões (La/YbN)N e Eu/Eu* de todos os subgrupos das amostras estudadas. La/Yb N Eu/Eu* Ce/Ce* ETR ppm Average Average Average ppm ppm Dev. Dev. Dev. Quartz Itabirite ppm Magnetite 1 (Core) Magnetite 1 (Edge) 0,011-0,114 0,007-0,091 0,055 1,586 0,259 0,790-6,708 0,0357-1,543 ± 0,030 ± 0,608 ± 0,125 0,0315 1,450 0,044 0,700-2,474 0,018-0,128 ± 0,021 ± 0,392 ± 0,017 3,563-16,045 3,114-8,538 Magnetite 2 Hematite (Gr. 1) Hematite (Gr.2) 0,013-0,214 0,008-0,088 0,022-0,211 0,092 1,734 0,019 0,509-3,420 0,007-0,039 ± 0,053 ± 0,838 0,009 0,030 1,251 0,398 0,338-2,747 0,042-1,596 ± 0,018 ± 0,357 ± 0,170 0,114 1,161 0,673 0,328-3,337 0,359-1,855 ± 0,036 ± 0,683 ±0,319 4,207-14,425 1,600-13,658 3,283-51,301 Amphibolite Itabirite Magnetite 1 (Core) Magnetite 1 (Edge) Magnetite 2 (Core) Magnetite 2 (Edge) Hematite (Gr. 1) 0,010-0,061 0,008-0,032 0,098-0,223 0,075-2,121 0,013-0,017 0,025 1,223 0,033 0,702-1,911 0,018-0,052 ± 0,009 ± 0,211 ± 0,008 0,020 1,275 0,038 0,892-1,957 0,025-0,058 ± 0,005 ± 0,256 ± 0,010 0,141 1,456 0,016 1,086-2,056 0,007-0,027 ± 0,055 ± 0,400 ± 0,007 0,640 1,442 0,050 0,825-2,780 0,020-0,102 ± 0,600 ± 0,514 ± 0,022 0,016 1,282 0,821 1,198-1,365 0,333-1,590 ± 0,001 ± 0,042 ± 0,386 3,773-4,689 2,232-5,681 5,561-10,697 6,003-92,365 3,854-4,415 Hematite (Gr. 2) 0,014-0,155 0,062 1,170 0,567 0,481-1,523 0,131-1,290 ± 0,041 ± 0,311 ± 0,367 Carbonate Itabirite 2,952-6,439 Magnetite 1 (Core) 0,001-0,064 0,025 1,299 0,362 0,753-2,072 0,105-0,901 ± 0,013 ± 0,220 ± 0,225 3,532-8,634 Magnetite 2 (Edge) 0,008-0,081 0,034 1,467 0,010 0,924-1,988 0,003-0,021 ± 0,018 ± 0,362 ± 0,005 5,188-7,587

75 75 Comparativamente com os depósitos de classe mundial, nota-se que a média da magnetita 1 e da magnetita 2, de todos itabiritos descritos, são mais enriquecidas em ETR s do que as médias identificadas nos depósitos de Carajás, Quadrilátero Ferrífero e Hamersley AUS (Fig. 21i). Entretanto, a magnetita 1 tem padrão similar ao apresentado pelo Depósito de Carajás, porém com valores mais elevados. A hematita, pos sua vez, possui envelope concordante com o exibido pelo depósito de Carajás, com valores variando abaixo e acima deste (Fig.21j). Com relação às analises de Anjos Cruz (2016) na Chapada Diamantina, também há uma concordância entre os valores obtidos. Todavia, as hematitas analisadas por aqueles autores são mais enriquecidas em ETR s (Fig 21j) Diagramas multielementares Itabirito quartzoso Para a primeira geração de magnetita (Fig. 22a), nota-se picos predominantemente positivos para Ba, U, Pb, Co e Ni, e predominantemente negativos para Sr, Th, Y, Cu, Y e Zr, mas com predominância dos picos negativos. Para a segunda geração a diferença é a ausência de picos positivos para Co e Ni e negativos para o Cu, sendo os picos de Zr mais claramente positivos. Além disso, tendem a ser mais empobrecidas em Nb e U do que o centro da magnetita 1 (Fig. 22b), enquanto que os valores de Pb, Y, Co, Ni e Cu são mais similares aos das bordas da magnetita 1. Um melhor ajuste com o envelope de rocha total é mostrado para as análises de magnetita de segunda geração sendo, em geral, tanto borda quanto centro mais empobrecidas em Sr, Ba e Zr do que a rocha hospedeira desses minerais. A hematita (Fig. 22c), por sua vez, possui picos positivos para Zr, U, Pb e predominantemente, negativos para Th, Y, Co e Cu. Neste mineral os valores de Co são relativamente mais empobrecidos do que os apresentados pelas magnetitas 1 e 2. Com relação ao envelope dos dados obtidos em rocha total, verifica-se que as hematita analisadas são mais negativas em Sr e Ba e Co. Um moderado ajuste é obtido com o envelope dos dados de Anjos Cruz (2016), sendo as amostras apresentadas por esses autores, em geral, mais enriquecidas no conjunto de elementos apresentados (Fig. 22c). Itabirito anfibolítico Nos itabiritos anfibolíticos a primeira geração de magnetita apresenta picos positicos em Ba, Zr, U, Pb e Ni e negativos em Th, Y e Cu. Comparando centro e borda

76 76 Fig. 22. Distribuição de elementros traços obtidos por LA-ICP-MS em magnetitas e hematitas dos itabiritos quartzosos, anfibolíticos e carbonáticos. Os polígonos em preto e realçados representam análises em rocha total. Normalização pelo Post-Archean Australian Shale (PAAS) (MCLENNAN, 1989). Hematita (Hem), Análise de rocha total (RT), Chapada Diamantina (CD). nota-se valores mais elevados de Nb, U, Pb, Y e Ni nos centros do que nas bordas desses minerais (Fig. 22d). Nas análises de magnetita da segunda geração os picos positivos predominantes são de U, Pb e Ni e os negativos predominantes de Sr, Th, Co e Cu. Comparando-se com as magnetitas da primeira geração, essas são, em geral, mais ricas em Sr e Ba e mais empobrecidas em Zr. Além disso, as bordas de magnetita 2 são um pouco mais enriquecidas em U, Pb, Y, Co e Cu do que o centro. Ambas as gerações de magnetitas não apresentam ajuste com o envelope de rocha total, que por sua vez possui picos positivos de Sr e Co e negativos de Nb, U, Pb e CU. A hematita lamelar apresenta pico positivo em Ba, Nb, U, Pb, Co e Ni e negativos predominantes em Sr, Zr, Th, Y e Cu (Fig. 22f). Assim como as magnetitas, essse mineral

77 77 não possui ajuste com os dados obtidos em rocha total. Entretanto, um ajuste moderado é obtido com o envelope dos dados de Anjos Cruz (2016), porém os dados destes autores exibem picos mais positivos. Itabirito carbonático Nos itabiritos carbonáticos a primeira geração de magnetita apresenta picos predominatemente positivos em Nb, U, Pb, Ni e Cu e picos negativos em Sr, Ba, Zr e Th (Fig. 22g). A magnetita 2 possui picos positivos em U, Ni e Cu e picos negativos em Sr, Ba, Nb e Th (Fig. 22h). Comparando magnetita 1 e magnetita 2, nota-se valores mais elevados de Sr, Ba e Zr na segunda geração. Ambas as gerações não apresentam ajuste com o envelope de rocha total, que por sua vez possui picos mais positivos de Sr, Ba e Zr e negativos de Co Cu. 6. SISTEMA HIDROTERMAL - ALTERAÇÃO HIDROTERMAL E O ENRIQUECIMENTO EM FERRO A interação de fluidos hidrotermais com as rochas hospedeiras e as mudanças em sua composição ao longo do tempo contribuem para formação de uma ampla gama de depósitos minerais, bem como de tipos diversificados de alterações hidrotermais (Pirajano 2009). Para Roob (2005), muitos dos gigantescos depósitos de minério do mundo devem suas origens ao fluxo de fluidos hidrotermais na crosta terrestre e à efetiva capacidade das soluções aquosas de transportar e concentrar componentes economicamente importantes. Cada um dos reservatórios de fluidos da Terra têm suas peculiaridades em termos de composição e temperatura e, portanto, desempenham diferentes papéis na formação de minérios (Thorne et al., 2004; Rosiere et al., 2008; Mukhopadhyay et al., 2008; Angerer e Hagemann, 2010; Angerer et al., 2015). Os modelos genéticos para minérios de ferro formados a partir de formações ferríferas bandadas podem ser classificados em singenético, hipogênico e supergênico (Morris, 1985). Como proposto inicialmente por esse autor, a gênese de minérios hipogênicos podem envolver fluidos hidrotermais de origens variadas, podendo ser metamórficos e/ou ígneos, ou ainda uma mistura deles com fluidos meteóricos.

78 Estágios de alteração hidrotermal hipogênica do Depósito Espírito Santo e sucessão paragenética As características de campo e microestruturais sugerem a atuação de diferentes tipos de alteração hidrotermal hipogênica que modificaram as microestruturas originais das rochas hospedeiras dos domínios magnetitizados e hematitizados. A intensidade de alteração é variável, desde baixa a intensa. Quando baixa, as rochas ainda preservam características dos protólitos pré-alteração. Quando intensa, oblitera as microestruturas originais das rochas hospedeiras. Tanto as rochas hospedeiras dos domínios mais enriquecidos em ferro (itabiritos quartzosos, anfibolíticos e carbonáticos), quanto às não mineralizadas (xistos máficos e carbonatossilicática) apresentam registros mineralógicos e microestruturais que sugerem a atuação de processos de alteração hidrotermal. A composição original da rocha hospedeira reflete-se na associação mineral hipogênica encontrada, sendo mais comum a cloritização nos xistos máficos e o enriquecimento em magnetita nos itabiritos. Entretanto, zonas enriquecidas em magnetita são também observadas nas proximidades dos contatos entre os itabiritos e os xistos máficos. A cloritizacão representa a alteração mais distal da mineralização, enquanto que a carbonatação reflete a mais proximal. O zoneamento é bastante complexo de ser interpretado, especialmente porque os diversos estágios de alteração hidrotermal se alternam lateralmente. Um modelo sintético do zoneamento da alteração hidrotermal (Fig. 23) e a sucessão paragenética (Fig. 24) são apresentados. Os processos atuantes estão descritos abaixo. Potassificação (biotitização) Representa o primeiro estágio de alteração hidrotermal e foi observado nos xistos máficos e nas rochas carbonatossilicáticas. Nos xistos máficos os grãos de biotita 1 substituem as bordas da ferri-tschermakita 1 na foliação Sn e a biotita 2 é representada por porfiroblastos que orientam-se ortogonalmente à essa foliação. No primeiro caso, a biotita possui inclusões de ferri-tschermakita 1, no segundo caso, a biotita encontra-se substituída pela clorita em suas clivagens e inclui o quartzo da foliação Sn. Nas rochas carbonatossilicáticas, a biotita orienta-se segundo a Sn e é substituída pelo epidoto, que ocupa as direções de clivagens e as bordas.

79 79 Potassificação (moscovitização) A moscovita foi encontrada nos itabiritos quartzosos e carbonáticos, bem como nas rochas carbonatossilicáticas. A sua formação também representa os estágios iniciais da alteração hidrotermal. Nos itabiritos a moscovita ocorre esqueletiforme nos domínios ricos em hematita e magnetita 2, podendo ocorrer inclusa na pirita. Quando em contato com esses óxidos, apresenta bordas de corrosão, sendo substituída por eles. Nas rochas carbonatossilicáticas apresenta-se, predominantemente, nas bordas e nas direções de clivagens de actinolita e intersticialmente aos aglomerados ameboides de carbonato 2, sendo substituída por este mineral, por magnetita e por pirita 1. Alteração à epidoto Essa alteração aparece nas rochas carbonatossilicáticas, com epidoto crescendo nas bordas e clivagens da biotita ou formando grãos decussados. A presença de bordas de corrosão no epidoto quando em contato com o carbonato 2 sugere uma relação de substituição entre eles. Alteração à clorita Essa alteração ocorre em quase todas as unidades, exceto nos itabiritos quartzosos. A clorita foi observada em proporções variáveis, sendo mais abundante nos xistos máficos, nos itabiritos anfibolíticos e nas rochas carbonatossilicáticas. Nos xistos máficos a clorita ainda preserva o hábito do mineral pré cloritização, como é o caso de ferri-tschermakita 1 e de biotita 2, gerando pseudomorfos prismáticos ou lamelares, respectivamente. Quando lamelar, a clorita é observada nas bordas de ferritschermakita 1 e de biotita 2. Nos itabiritos anfibolíticos esse filossilicato ocorre, juntamente com a cumingtonita 2, orientada segundo a foliação Sn, mimetizando essa estrutura e substituída por carbonato e por magnetita 2. Nas rochas carbonatossilicáticas esse filossiliacto ora mimetiza a Sn, ora apresenta-se decussado, truncando essa foliação. Também substitui biotita, especialmente em suas bordas e clivagens. Esse processo é evidenciado pela presença de bordas de corrosão na biotita quando em contato com a clorita e de grãos relíquitos dessa mica na clorita. Nessas rochas, a clorita também é substituída por carbonato 2, por magnetita e por pirita 1.

80 80 Alteração à carbonato Essa alteração ocorreu em rochas com ou sem carbonatos pré-alteração hidrotermal. Nos xistos máficos, o carbonato 1 substitui biotita 1, ferri-tschermakita 1 e 2 e clorita. Nos itabiritos anfibolíticos a geração 1 de carbonato substitui cumingtonita 2 e clorita. Um segundo estágio de carbonatação foi observado nos xistos máficos e está relacionado com uma deformação fissural tardia com presença de veios. Esse mesmo estágio pode estar relacionado com o crescimento de veios de carbonato nos itabiritos anfibolíticos. Essa alteração também está presente nos itabiritos carbonáticos e nas rochas carbonatossilicáticas. Nos itabiritos essa alteração gera veios de carbonatos que truncam, em alto ângulo, a foliação Sn-1//Sn. Nas rochas carbonatossilicáticas forma uma alteração difusa, com grãos amebóides de carbonatos em clivagens da actinolita ou da cumingtonita 1, substituindo e incluindo esse minerais, bem como epidoto e clorita. Além disso, coroas de reações podem ser encontradas com carbonato crescendo na borda da actinolita e do epidoto. Esses domínios difusos conectam-se lateralmente a veios. Formação de Óxidos de Ferro As evidências da atuação de processos hidrotermais na formação da magnetita 2 e hematita em itabiritos é sugerida pela presença de grãos esqueletiformes e reliquiares de silicatos e carbonatos inclusos nesses óxidos. Outras relações podem ser citadas, como truncamento e bordas fortemente reentrantes de minerais silicáticos quando em contato com esses óxidos. Nos xistos máficos, apenas uma geração de magnetita foi encontrada, e nesse caso as relações de truncamento e inclusões também sugerem que estão relacionadas com a alteração hidrotermal. Magnetita 2 hipogênica e hematita estão presentes, em maior ou em menor proporção, em todos os litotipos descritos. Entretanto, nos itabiritos anfibolíticos e quartzosos os volumes de magnetita e hematita atingem, respectivamente, 60 e 55 % (Tabela 1). Em geral, o crescimento da magnetita hidrotermal é posterior ao crescimento dos grãos porfiroblásticos de anfibólios, biotia 2 e cloritas que truncam a foliação Sn-1//Sn. Além disso, o crescimento de magnetita nas clivagens desse mineral evidencia o processo de substituição de silicatos e carbonatos pelos óxidos de ferro. Em geral, a carbonatação precede a magnetitização e hematitização do depósito (Formação de Óxidos de Ferro). Apenas nos xistos máficos e nos itabiritos carbonáticos é que há uma fase tardia de crescimento de carbonato com relação ao crescimento da magnetita hipogênica.

81 81 A geração mais precoce e predominante de hematita é observada nas bordas ou truncando a magnetita, bem como formando agregados lenticulares enriquecidos. A sua presença está diretamente relacionada com a oxidação da magnetita e com a formação da foliação Sn-1//Sn nos itabiritos. Um estágio mais tardio é sugerido pela existência brechas seladas por uma segunda geração desses minerais nos itabiritos anfibolíticos e rochas carbonatossilicáticas, bem como pela presença de veios de hematita 2 nos itabiritos quartzoso. Entretanto, situações rúpteis como essas não são frequentes nos depósito. Na figura 4 estão representados os níveis de magnetitização (M) e hematitização (H) do depósito. Nessa figura nota-se que a alteração com formação de magnetita é a principal alteração férrica identificada nos furos, sendo mais intensa e mais frequente do que a hematitização. Silicificação Veios de quartzo Esse estágio de alteração está relacionado com a presença de veios de quartzo que truncam a xistosidade dos itabiritos quartzosos e dos anfibolíticos. Nesses veios o quartzo pode ocorrer juntamente com a hematita formando uma lineação de crescimento mineral em fraturas de tração. Alteração à sulfeto Pirita e calcopirita ocorrem em maior abundância nos xistos máficos e itabiritos carbonáticos e como traços nos itabiritos anfibolíticos e rochas carbonatossilicáticas. A sua associação com processos hidrotermais hipogênicos é sugerida pela existência de pirita 1 nas bordas da magnetita 2. Os sulfetos granulares (pirita e calcopirita) não apresentam relações de inclusões com a hematita. Todavia, a pirita venular ocorre como um estágio de alteração tardia que trunca a foliação Sn-1//Sn dos itabirtos carbonático e foliação Sn dos xistos máficos e rochas carbonatossilicáticas. Nesse último caso, associase, frequentemente, com a calcopirita.

82 82 Fig. 23. Seção esquemática mostrando a distribuição das zonas de alteração hidrotermal interpretadas nesse trabalho com base em estudos petrográficos e de química mineral (Microssonda e LA-ICPMS) de amostras coletadas em testemunhos de sondagem que cortam o perfil.

83 83 As observações petrográficas e microestruturais obtidas permitiram interpretar uma sucessão paragenética das rochas hospedeiras da mineralização de ferro no alvo estudado, bem como para os xistos máficos e carbonato-silicáticas (Fig. 23). As paragêneses mais precoces estão relacionadas com o metamorfismo regional que foi responsável pelo crescimento de ferri-tschermakita 1, oligoclásio e quartzo nos xistos máficos; de quartzos 1,2 e magnetita 1 e cummingtonita 1 nos itabiritos quartzosos; de carbonatos 1,2 nos itabiritos carbonáticos e de carbonato 1, actinolita e quartzo 1 nas rochas carbonatossilicáticas. As temperaturas encontradas para a paragênese ferri-tchermakita e oligoclásio dos xistos máficos a partir dos geotermômetros Schmidt (1992), Holland e Blundy (1994) e Anderson et al. (1995, 1996) sugerem temperaturas compatíveis com fácies anfibolito médio a alto e pressões acima de 9 kbar. Esses valores são compatíveis com as obtidas por Cruz (2004) e Cruz et al. (2008) em rochas miloníticas e gnaissificadas da Suite Intrusiva Lagoa Real. Quanto às paragêneses hidrotermais, na figura 24 visualiza-se que a potassificação é a alteração mais precoce do depósito e que a alteração fissural com venulações de carbonato, principalmente, sulfetos, quartzo e hematita, subordinadamente, são as tardias. Os dados levantados permitem intepretar que formação de domínios magnetíticos e hematíticos do depósito possuem uma intrínseca relação com a carbonatação das rochas, sendo ela mais precoce do que o enriquecimento em ferro. Os valores de temperatura obtidos a partir dos geotermômetros Cathelineau (1988), Jowett (1991) e Xie et al. (1997) em clorita sugerem que essa alteração ocorreu em condições de fácies xisto verde Influência da rocha encaixante na composição da magnetita hipogênica e comparações com outros depósitos Nos itabiritos quartzosos e anfibolíticos a magnetita 1, em geral, é mais empobrecida em ETRL do que a magnetita 2. Essa característica reflete menores razões La/YbN para as magnetitas de primeira geração dessas rochas. Nelas, os padrões encontrados para as regiões de bordas das magnetitas 2 são próximos aos valores obtidos nas análises de rocha total. Além das diferenças nos comportamentos dos ETR s das magnetitas das duas gerações encontradas, há também algum fracionamento desse elemento quando consideradas as bordas e os centros das magnetitas 2 dos itabiritos anfibolíticos. Nos itabiritos carbonáticos, entretanto, não há diferenças significativas entre as magnetitas das duas gerações identificadas e ambas, em geral, não mostram concordância com os dados de análise de rocha total. A semelhança do padrão de ETR para as magnetitas 2 com o padrão da rocha hospedeira nos itabiritos anfiboliticos e quartzosos sugere algum controle desse componente

84 84 na composição da geração hipogênica. Por outro lado, esse controle parece ser menos eficiente nos itabiritos carbonáticos. Fig. 24. Sucessão paragenética relacionada com o metamorfismo regional (azul) e com a alteração hidrotermal (preta) para as rochas do depósito Espírito Santo.

85 85 Outro aspecto que sugere um controle da rocha encaixante na composição da fase hipogênica é que tanto a magnetita 1, quanto a magnetita 2 de todos os itabiritos analisados apresentam picos positivos de Eu e anomalias predominantemente negativas em Ce, exceto nas bordas da magnetita 2 dos itabiritos anfibolíticos, que apresentam picos positivos de Ce. Todavia, essa diferença tende a diminuir em direção às gerações mais tardias de magnetita. Por outro lado, a média de Eu/Eu* tende a aumentar em direção à magnetita 2 (Tabela 8), mas ainda assim são maiores que magnetita 1. Esse comportamento muito se assemelha com o da rocha hospedeira da mineralização e, possivelmente, também reflete a herança de fontes hidrotermais singenéticas que levaram à formação do protominério. Herança da rocha hospedeira na composição da fase hipogênica também foi interpretada por Figueiredo e Silva et al. (2013a, b) no depósito Serra norte, em Carajás, e por Anjos-Cruz (2016) em Ibicoara (Chapada Diamantina), ambos no Brasil. Com relação aos demais elementos traços (Fig. 22c), apenas nos itabiritos quartzosos é que há um bom ajuste entre os dados de rocha total e de magnetita 2, sugerindo algum controle da hospedeira na composição dessa geração com relação a esses elementos. Nas demais rochas, esse controle parece ser menos eficiente. Quando comparadas as médias das composições de ETR de magnetitas estudada no Depósito Espírito Santo com as médias das composições de magnetitas das formações ferríferas do Grupo Grão Pará, em Carajás (Fig 21i), apresentadas por Figueiredo e Silva et al. (2009), nota-se que, em geral, uma semelhança nos padrões de ETRP, embora as magnetitas hipogênicas de Carajás sejam mais empobrecidas em ETRL. Para esse grupo de ETR, o comportamento das magnetitas hipogênicas de Carajás é mais compatível com as médias da magnetita 1 do depósito estudado neste trabalho. Contudo, em geral, as magnetitas do Depósito Espírito Santo são mais enriquecidas em ETR s do que as de Carajás, bem como do que as do Quadrilátero Ferrífero e Província de Hamersley estudas por Angerer et al. (2012, 2013), Nadoll et al. (2014), Hensler et al. (2015a,b) e Figueiredo e Silva et al. (2009) e Hagemann et al. (2016). Com relação à hematita, a variação do comportamento de ETR, especialmente a razão La/YbN, reflete a herança da magnetita que passou pelo processo de oxidação, uma vez que os grupos 1 e 2 mostram padrões semelhantes dessas razões para as magnetitas 1 e 2, respectivamente (Tabela 8). O aumento da razão La/YbN em direção à magnetita 2 e das hematitas derivadas da sua oxidação demonstra que a medida que a evolução hidrotermal avança, aumenta também o conteúdo de ETRL nas fases minerais hipogênicas. Por sua vez, quando comparadas as composições de ETR s das hematitas do Depósito Espirito Santo com as hematitas hipogênicas do Depósito Serra Norte em Carajás (Figueiredo e Silva et al.,

86 , 2013a,b), nota-se um bom ajuste de dados, porém para o Depósito Espírito Santo as hematitas apresentam intervalo abaixo e acima do que os obtidos em Carajás (Fig 21j). Nos diagramas Ti/V (Nadoll et al., 2014) versus Mn (Fig. 25) observa-se que ambas as gerações de magnetitas do Alvo Espírito Santo apresentam teores de Mn superiores a 100 ppm. Esses valores são superiores aos da maioria das análises apresentadas de outros depósitos e pode ser explicado pela presença de rochas manganesífera na Sequência Metavulcanossedimentar Igaporâ-Licínio de Almeida (Rocha et al., 1998; Borges, 2008, Borges, 2012). Com relação à magnetita 1 os valores de Ti/V dividem-se em dois conjuntos, com valores da razão Ti/V, em geral, inferiores e superiores a 10, respectivamente (Fig. 25a). Em cada um desses conjuntos há uma ampla dispersão de dados relativos ao Mn, sendo que as amostras com razões Ti/V superiores a 10 exibem boa concordância com as amostras dos depósitos tipo Lago Superior da Província Hamerley apresentados por Nadoll et al. (2014). Os Fig. 25. Diagramas das razões Ti/V versus Mn para magnetitas em rochas hospedeiras om diferentes graus de alteração hidrotermal hipogênica: (a) magnetitas em Formação Ferrifera Bandada (BIF) não modificada; (b) magnetita em BIF alterada hidrotelmanente. Modificado de Nadoll et al (2014). estudos realizados por Borges (2012) em itabiritos da Sequência Metavulcanossedimentar Igaporâ-Licínio de Almeida sugerem um paleoambiente plataformal para a deposição dos protólitos dessas rochas, cuja gênese estaria associada com ambiente favorável para a formação de depósitos do tipo Lago Superior (Sensu James, 1954). Por sua vez, a magnetita 2 não mostra concordância com nenhum dos depósitos apresentados por esse autor, porém também exibe valores de Mn e razões Ti/V próximas dos valores obtidos nas magnetitas hidrotermalmente alteradas do Depósito do tipo Lago Superior da Província Hamerley (Fig. 25b).

87 Controle estrutural e modelo evolutivo da mineralização A formação dos domínios magnetitizados e hematitizados no Depósito Espírito Santo ocorreu em ambiente tectônico transpressivo relacionado com a formação do Orógeno Araçuaí-Oeste Congo, no Corredor do Paramirim, um dos compartimentos do domínio intracontinental do Orógeno Araçuaí-Oeste Congo (Borges et al. 2015; Cruz et al, 2007, 2015). A estrutura regional que controla o enriquecimento de magnetita e hematita é a Zona de Cisalhamento Carrapato, cuja história evolutiva está relacionada com a formação do Aulacógeno do Paramirim, entre o Estateriano e o Criogeniano (Danderfer Filho et al., 2015, Santana, 2016) e com a sua inversão, no Ediacarano (Danderfer Filho 2000; Cruz et al., 2012). Na escala de depósito as estruturas dominantes de menor escala são duplexes, cujas zonas de cisalhamento internas, com geometria em rampa e patamar, deformam e estruturam os contatos entre as unidades da Sequência Metavulcanossedimentar Igaporã-Licínio de Almeida. Para Holdsworth e Pinheiro (2000), Lobato et al. (2005), Dalstra e Rosière (2008), Figueiredo e Silva et al. (2008, 2013a,b), Santos et al. (2010), Thorne et al. (2014) e Angerer et al. (2015, 2016), zonas de cisalhamento são importantes condutos para a percolação de fluidos durante a alteração hidrotermal, facilitando a interação fluido/rocha. Nos duplexes do depósito estudado há estruturas de maior escala que desempenham um importante papel no controle da mineralização. Os domínios enriquecidos em magnetita hipogênica (2ª geração dos itabiritos) hospedam-se, principalmente, ao longo da foliação C relacionada com a foliação de transposição Sn-1//Sn. Nos xistos máficos e rochas carbonatossilicáticas, a magnetita posiciona-se apenas na foliação de transposição Sn-1//Sn. Além disso, um controle subordinado é associado com as charneiras das dobras isoclinais intrafoliais, onde magnetita hipogênica foi observada. Para a gênese da magnetita hipogênica sugere-se que um fluido inicialmente redutor percolocou estruturas dilatacionais, C, das zonas de cisalhamento dissolvendo carbonatos e silicatos, bem como lixiviando sílica e solubilizando o ferro das rochas hospedeiras. A interpretação da atuação de alteração hidrotermal hipogênica na formação dos domínios magnetitizados em itabiritos é embasada pela presença de bordas de corrosão fortemente reentrantes exibidas por minerais silicáticos e carbonáticos quando em contato com a magnetita 2. Outra feição que permite interpretar a atuação desses processos é a presença de grãos esqueletiformes desses minerais na magnetita 2. Além disso, feições semelhantes a essas são também encontradas nos xistos máficos e nas rochas carbonatossilicáticas, cujo conteúdo em magnetita é nulo nos domínios de menor alteração hidrotermal. A semelhança entre a assinatura química das magnetitas 2 dos itabiritos quartzosos e anfibolíticos com a química da rocha hospedeira permite supor que houve uma contribuição dessas rochas na

88 88 formação das magnetitas 2 em seus sítios dilatacionais. A interação fluido/rocha pode ter favorecido à dissolução não só da magnetita 1, mas também de anfibólios, e ambos terem contribuído para a disponibilização de componentes químicos para a formação da magnetita 2 nessas rochas. Essa remobilização levou ao enriquecimento em ETRL em direção à segunda geração de magnetita. O fluido possivelmente transportou componentes químicos das rochas encaixantes, provenientes da dissolução de minerais previamente cristalizados e modificando a composição da magnetita. Nos itabiritos carbonáticos, entretanto, não se observou um controle da rocha encaixante na química da segunda geração de magnetita. Para a hematita, que ocorre predominantemente lamelar, a sua distribuição na escala do depósito é controlada pela foliação plano axial Sn das dobras isoclinais intrafoliais presentes nos domínios de menor transposição da fase Dn, bem como por estruturas S/C s e Lxn, que está paralela à Lbn, configurando dobras de cisalhamento do tipo bainha e cortina. Em locais de menor alteração, a hematita é encontrada nas bordas da magnetita 1 e 2, como também no interior dos grãos formando microestrutura de reação por oxidação. A presença da hematita em domínios mais enriquecidos, truncando silicatos e carbonatos, sugere que a sua precipitação também envolveu transferência de solução (Solution Transfer). Um estágio subordinado de hematitização ocorre relacionado com a deformação fissural tardia à fase Dn, representada por fraturas de tração que truncam a foliação principal e posicionam-se ortogonalmente à lineação de estiramento mineral (Lxn). Relacionado com situações de maior pressão de fluidos forma-se brechas cujos fragmentos são selados por uma segunda geração de hematita. Morris (1985) discutiu inicialmente a transformação de magnetita para hematita com base no aumento da fugacidade do oxigênio. Por outro lado, de acordo com Lasaga (1998) e Ohmoto (2003), a hematita também pode ser formada a partir de uma reação do tipo ácido/base, especialmente em condições de baixo Ph, pressões elevadas e temperaturas mínimas em torno de 300 C. Segundo Taylor et al. (2001), Ohmoto (2003), Beukes et al. (2003), Lobato et al. (2005), Beukes et al. (2008), Figueiredo e Silva et al. (2011), Angerer et al. (2015, 2016), a transformação hidrotermal de magnetita em hematita é um dos mecanismos responsáveis pela formação de minério de alto teor. Nos modelos para formação de depósitos de alto teor de ferro epigenéticos propostos inicialmente por Cannon (1976), os mesmos fluidos hidrotermais que lixiviaram a sílica teriam lixiviado o Fe +2 da magnetita para a formação da hematita (Taylor et al., 2001; Ohmoto, 2003; Rasmussen et al., 2014; Maskell et al., 2014). Todavia, segundo Angerer e Hagemann (2010) e Angerer et al. (2015), em muitos depósitos não é possível identificar as assembleias minerais pretéritas por causa da natureza substitutiva (replacement) relacionada com a formação de minérios. No depósito Espírito Santo a variação na intensidade de alteração hidrotermal permitiu a preservação dos

89 89 estágios precoces à magnetitização e à hematitização permitindo contar, com uma maior segurança, a história evolutiva desse depósito. A figura 26 demonstra o controle estrutural da alteração hidrotermal hipogênica, de idade ediacarana, com formação de óxidos de ferro (magnetita e hematita) e alguns aspectos dessa alteração durante a evolução do depósito. Os fluidos hidrotermais aproveitam as zonas de cisalhamento dos duplexes contracionais (Fig. 26a) e suas estruturas subsidiárias (Fig. 26b), que se configura como os principais condutos para percolação dos fluidos durante a fase de deformação Dn. Esses fluidos, incialmente relativamente mais redutores, reagiram com os minerais das rochas hospedeiras da mineralização, dissolvendo esses minerais, lixiviando o ferro e posteriormente precipitando-o em domínios de maior dilatação e estruturado principalmente pela C (Fig 26b, subitem 1), deixando como registro as feições de corrosão e/ou as inclusões esqueletiformes. A figura 26b (subitem 2) mostra que esses fluidos também migraram para as charneiras das dobras isoclinais intrafoliais, precipitando a magnetita 2 nesses locais. Nesta fase de evolução do depósito, a xistosidade da rocha é marcada pela orientação preferencial de anfibólios, que formam estruturas S/C/C. A formação de dobras em bainha durante o cisalhamento permitiu o desenvolvimento de dobras em cortina. Essas dobras possivelmente são responsáveis pela formação das gerações de ferri-tschermakita 2 e biotitia 2 nos xistos máficos; cumingtonita 3 e clorita nos itabiritos anfibolíticos; clorita nos itabiritos carbonáticos; e cumingtonita, clorita e epidoto nas rochas carbonatossilicáticas que truncam a foliação Sn-1//Sn e ocorrem decussadas ou formando uma fraca orientação preferencial. Esses minerais são substituídos pela magnetita hipogênica e pela hematita, sugerindo que essa fraca orientação pode, em alguns locais, se constituir como um canal, mesmo que subordinado, de circulação de fluidos. Com o avançar da interação fluido-rocha, as condições tornam-se relativamente mais oxidantes, culminando com oxidação da magnetita 1, 2 e precipitação da hematita lamelar truncando esses minerais na foliação plano axial das dobras isoclinais intrafoliais (Fig. 26b, subitem 3) nos domínios de menor alteração ou formando uma xistosidade contínua com estruturas S/C (Fig. 26b, subitem 4). Além disso, a Lxn também controla a precipitação da hematita lamelar, paralelamente à Lbn das dobras em bainha e em cortina (Fig. 26b, subitem 5. Esses planos são importantes controladores para migração de fluidos oxidantes. A deposição da hematita também está relacionada com a dissolução de silicatos e óxidos. Sua assinatura química depende da assinatura química da magnetita dissolvida. Por fim, desenvolve-se um estágio final de deformação fissural na qual a alteração férrica Pós-Dn trunca a Sn-1//Sn, formando fraturas de tração (Fig. 26b, subitem 6).

90 90 Fig. 26. Modelo evolutivo da formação dos óxidos de ferro em estruturas desenvolvidas na escala do depósito; (a) Geometria geral do duplex que hospeda a mineralização; b) estruturas de maior escala observadas no depósito e que controlam a mineralização: (1) magnetita 2 aproveitando estrutura C ; (2) remobilização de magnetita 1 e formando magnetita 2 na foliação S n-1 //S n. Notar feições de corrosão de borda nos silicatos; (3) hematite na direção do plano axial; (4) hematite precipitando na estrutura S/C; (5) dobras em bainha e em cortina com hematita marcando a Lx n // Lb n ; (6) hematita 2, Pós-D n, truncando S n-1 //S n. 7. CONCLUSÕES De acordo com o que foi apresentado e discutido, conclui-se que: a) O depósito Espírito Santo é constituído por xistos máficos (rochas metavulcânicas máficas, itabiritos quartzosos, itabiritos anfibolíticos), itabiritos carbonáticos e rochas carbonatossilicáticas e mármores. O arranjo geral sugere a existência de uma bacia sedimentar que abrigou formações ferríferas bandadas, protominérios dos itabiritos. Essas

91 91 rochas foram deformadas em pelo menos duas fases distintas, denominadas de Dn-1 e Dn, durante o Ediacarano. Na fase Dn-1 desenvolveu-se um bandamento composicional e uma xistosidade, que constituem a foliação S n-1. Na fase D n, cujas estruturas relacionadas são predominantes no depósito, foram nucleadas zonas de cisalhamento reversa e de empurrão no estilo rampa e patamar, constituintes duplexes com topo estrutural para SW, ornamentadas com estruturas de maior escala, tais como boudins e estruturas pinch andswell, foliação de transposição Sn-1//Sn, com desenvolvimento de um novo bandamento composicional e nova xistosidade, dobras isoclinais intrafoliais sem raiz com foliação plano axial (Sn), dobras em bainha e em cortina (Curtain folds), lineação de estiramento mineral (Lxn) e estruturas S/C/C. De forma subordinada, veios posicionados em alto ângulo e ortogonais a Lxn controlam uma segunda geração de hematita. b) As rochas foram submetidas a estágios variados de alteração hidrotermal sin a tardi Dn, tendo sido reconhecidas feições e paragêneses que sugerem a atuação de processos envolvendo, nesta ordem, estágios de potassificação (biotitização e moscovitização), alteração à clorita, carbonatação, alteração a carbonato e formação de óxidos de ferro. Um estágio tardio de alteração relacionado à deformação fissural levou ao desenvolvimento de silicificação e sulfetação, com uma segunda geração de hematita sendo gerada. Esses estágios levaram ao desenvolvimento de gerações hipogênicas de anfibólios, carbonatos, magnetita, hematita e sulfetos. Estudos de geotermometria realizados em clorita sugerem que a temperatura para a alteração hidrotermal variou de 118 a 514 o C, sugerindo condições de fácies xisto verde. Essa alteração marca o metamorfismo na área. c) A alteração hidrotermal atuou remobilizando a primeira geração de magnetita dos itabiritos, nesse caso formando uma segunda geração, Sin-Dn, desse mineral, gerando os domínios magnetíticos ricos. Essa geração mais nova ocorre, em maior proporção, substituindo carbonatos e silicatos da paragênese pré-alteração hidrotermal das rochas hospedeiras da mineralização, bem como, em menor proporção, de xistos máficos e de rochas carbonatossilicáticas. A magnetita 2 é parcial a totalmente substituída pela hematita a partir de suas bordas, evidenciando uma alteração relacionada com o aumento da oxidação do sistema. Essa alteração levou ao desenvolvimento de domínios hematíticos ricos. A presença de sulfetos tardios indica uma diminuição progressiva da fugacidade de oxigênio. d) Determinações por LA-ICPMS em magnetitas 1 e 2 de itabiritos quartzosos e carbonáticos mineralizados mostram uma diferença de assinatura química dos elementos traços quando comparadas as composições de ambas as gerações. Em geral, as magnetitas de segunda geração dessas rochas apresentam menores razões La/YbNN e composições próximas as das suas rochas hospedeiras, sugerindo a influencia desse componente na composição dessas magnetitas. Os picos de Eu são positivos e os de Ce são negativos, como

92 92 nas formações ferríferas clássicas. Nos itabiritos carbonáticos não há diferenças nas composições das magnetitas 1 e 2. Por sua vez, a hematita mostra composição química distinta em dois grupos (1,2), cujas composições são próximas às das magnetitas 1 e 2, respectivamente. e) A formação de domínios com enriquecimento em magnetita e hematita está relacionada com a percolação de fluidos hidrotermais ao longo de zonas de cisalhamento que atuaram como principais condutos. Controlados pelas estruturas sin-dn, esses fluidos promoveram a alteração hidrotermal e remobilizaram a primeira geração de magnetita dos itabiritos, formando uma segunda geração representada pela magnetita 2. Algum componente de ferro dos anfibólios pode ter contribuído para a formação desse mineral hipogênico. A estrutura C e as charneiras de dobras isoclinais intrafoliais são os sítios controladores da precipitação da magnetita hipogênica. Por sua vez, a hematita é controlada pela foliação plano axial Sn que truncam as dobras intrafoliais, pelas estruturas S/C s nos domínios de maior transposição da foliação Sn-1//Sn, e pela lineação de estiramento mineral Lxn que é paralela à Lbn das dobras em cortinas. Agradecimentos Os autores agradecem a empresa Biominer S.A pelo fornecimento dos dados. A CPRM pela disponibilidade dos laboratórios. A colaboração do CNPq pela bolsa de pesquisa de Simone Cerqueira Pereira Cruz (Processos / e /2015-7) e a Fundação de Amparo à Pesquisa do Estado da Bahia pela bolsa de Mestrado de Michelli Santana Santos. Referências Alkmim, F.F., Marshak, S., Pedrosa-Soares, A.C., Peres, G.G., Cruz, S.C.P., Whittington, A., 2006b. Kinematic evolution of the Araçuaí West Congo orogen in Brazil and Africa: Nutcracker tectonics during the Neoproterozoic assembly of Gondwana. Precambrian Research, 149, Alkmim, F.F., Pedrosa-Soares, A.C, Noce, C.M., Cruz, S.C.P., Sobre a Evolução Tectônica do Orógeno Araçuaí-Congo Ocidental. Geonomos, 15, Anderson, J.L Status of thermobarometry in granitic batholiths: Transactions of the Royal Society of Edinburgh, 87, Anderson, J.L., Smith, D.R., The effect of temperature and oxygen fugacity on Al-inhornblende barometry. American Mineralogist, 80,

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104 104 Xie, X., Byerly, G.R., Ferrell, R.E.J., IIb trioctahedral chlorite from the Barberton Greenstone belt: crystal structure and rock composition constraints with implications to geothermometry. Contributions to Mineralogy and Petrology, 126, Yavuz, F., Kumral, M., Karakaya, N.,Yildirim, D.K.,2015. A Windows program for chlorite calculation and classification. Computers & Geosciences, 81, Zucchetti, M., Lobato, L.M., Hagemann, S.G., Hydrothermal alteration of basalts that host the giant Northern Range Carajás iron deposits. Brazil: 9th Biennal SGAMeeting, Dublin. 2007,

105 105 CAPÍTULO 3 CONCLUSÕES Ao final desse árduo trabalho, em síntese, as conclusões são as seguintes: a) Em virtude da presença de depósitos de ferro a norte da cidade de Caetité em continuidade física com a Sequência Metavulcanossedimentar Caetité-Licínio de Almeida, propõe-se a ampliação setentrional dos limites dessa sequência, configurando a Sequência Metavulcanossedimentar Igaporã-Licínio de Almeida definida neste trabalho. Somando-se aos itabiritos hematíticos existentes na Mina Pedra de Ferro, bem como de outras ocorrências de itabiritos ao longo do Cinturão de Dobramentos e Cavalgamentos da Serra do Espinhaço Setentrional já cartografadas por diversos autores, conclui-se que o Distrito Ferro- Manganesífero Igaporã-Licínio de Almeida se configura como uma importante fronteira exploratória para o Estado da Bahia. Domínios magnetitizados e hematitizados de alto teor encontrados neste trabalho abre uma nova janela de trabalhos de pesquisa para empresas privadas e públicas. Nesse distrito, itabiritos (quartzosos, anfibolíticos e carbonáticos) associam-se com xistos máficos, interpretados como rochas metavulcânicas máficas por outros autores e nesta Dissertação, bem como por rochas carbonatossilicáticas. Além dessas rochas, presentes no Depósito Espírito Santos têm-se ainda neste distrito xistos manganesíferos e mármores, calcíticos e manganesíferos, que não ocorrem na área de estudo. b) Duas fases de deformação foram observadas, sendo que predominam estruturas relacionada com o desenvolvimento da Zona de Cisalhamento Carrapato, compressional, que representa uma das estruturas de evolução do Aulacógeno do Paramirim reativas no Ediacarano. O principal controle estrutural dos minérios de alto teor no Distrito Ferro- Manganesífero Igaporã-Licínio de Almeida é a Zona de Cisalhamento Carrapato, sendo as suas estruturas subsidiárias os principais canais de circulação de fluidos na escala de depósito. Duplexes são encontrados e neles estruturas de maior escala, tais como dobra isoclinais intrafoliais sem raiz e estruturas C controlam os domínios magnetitizados e estruturas S/C, Lxn e veios, subordinadamente, controlam os domínios hematitizados. Evidencias petrográficas e geotermômetros utilizados permitem sugerir que, coetaneamente a essa deformação, e em condições de fácies xisto verde, processos de alteração hidrotermal levaram a formação de paragêneses e gerações hipogênicas desses minerais relacionadas com potassificação (biotitização e moscovitização), alteração à clorita, carbonatação, alteração a carbonato e formação de óxidos de ferro, que se sucederam no tempo e no espaço.

106 106 Essa alteração teria sido responsável pela formação dos domínios magnetitizados e hematitizados, ricos, encontrados no depósito. c) Os estudos de química mineral mostram que nos itabiritos quartzosos e anfibolíticos há uma influência da rocha hospedeira na composição da magnetita hipogênica. Um controle da composição das magnetitas é interpretado para a composição das hematitas geradas pela alteração hidrotermal. d) Para ampliar os conhecimentos sobre o a evolução metalogenética do depósito, propõe-se a realização de estudos de inclusões fluidas e de isótopos estáveis nas rochas estudadas, bem como o estudo de mais testemunhos de sondagem. Esses estudos irão contribuir para definir a proveniência dos fluidos hidrotermais responsáveis pelas remobilizações e a fonte do ferro.

107 107 APÊNDICE A JUSTIFICATIVA DA PARTICIPAÇÃO DOS CO-AUTORES Simone Cerqueira Pereira Cruz Orientadora da dissertação de mestrado. Lydia Maria Lobato Colaborou com as discussões do artigo. Pérsio Mandetta Era Chairman da empresa fornecedora dos dados. Calaborou na primeira visita de campo, além de ter grande conhecimento acerca do alvo. Cristina Maria Burgos de Carvalho Colaborou na aquisição de dados petrográficos e tratamento de amostras no laboratório do Serviço Geológico do Brasil.

108 108 APÊNDICE B CHEMICAL ANALYSIS OF AMPHIBOLES BY JXA-8230 SUPERPROBE ELECTRON PROBE MICROANALYZER (EPMA) Carbonate-silicate Rocks ID Min. Na2O MgO F Al2O3 SiO2 CaO K2O Cl TiO2 Cr2O3 MnO FeO V2O3 (OH) Total (Ca + Na)B NaB Fe3/(Fe3+Alvi) Mg/(Mg+Fe2) 16_C3_Anf 1 Cum 0,060 14,693 0,000 0,191 63,040 0,226 0,038 0,000 0,044 0,000 0,653 19,306 0,025 1,723 99,999 0,050 0,016 0,576 0,000 16_C3_Anf 2 Cum 0,027 12,872 0,000 0,146 70,804 0,215 0,021 0,013 0,000 0,057 0,458 16,830 0,000 0, ,440 0,037 0,007 0,577 0,000 16_C3_Anf 3 Cum 0,009 18,690 0,045 0,284 53,743 0,497 0,000 0,004 0,034 0,083 0,521 23,270 0,012 2, ,002 0,078 0,000 0,606 1,000 16_C3_Anf 4 Cum 0,048 18,920 0,000 0,239 54,269 0,558 0,013 0,012 0,034 0,000 0,750 22,198 0,012 2, ,000 0,088 0,001 0,609 1,000 16_C3_Anf 5 Cum 0,000 18,872 0,000 0,215 53,247 0,554 0,007 0,000 0,000 0,000 0,917 23,039 0,026 3,122 99,999 0,087 0,000 0,624 1,000 16_C3_Anf 6 Cum 0,040 18,585 0,065 0,217 53,710 0,580 0,000 0,007 0,000 0,055 0,685 23,110 0,000 2,974 99,999 0,092 0,001 0,605 1,000 16_C3_Anf 7 Cum 0,057 18,764 0,000 0,272 53,549 0,481 0,019 0,000 0,111 0,000 0,712 23,319 0,026 2, ,000 0,076 0,001 0,611 1,000 16_C3_Anf 8 Cum 0,046 18,737 0,048 0,258 53,791 0,450 0,000 0,001 0,000 0,038 0,716 23,471 0,004 2,458 99,998 0,071 0,001 0,608 1,000 16_C3_Anf 9 Cum 0,025 18,432 0,129 0,261 54,157 0,501 0,000 0,002 0,092 0,000 0,779 23,183 0,002 2, ,004 0,079 0,000 0,594 1,000 16_C3_Anf 10 Cum 0,067 18,422 0,000 0,300 53,679 0,489 0,000 0,001 0,053 0,048 0,803 23,090 0,020 3, ,000 0,078 0,001 0,599 1,000 16_C2_Anf 11 Cum 0,052 18,519 0,000 0,261 53,728 0,554 0,000 0,000 0,000 0,059 0,682 23,108 0,000 3, ,000 0,088 0,001 0,602 1,000 16_C1_Anf 12 Cum 0,059 18,494 0,156 0,261 53,880 0,424 0,000 0,010 0,250 0,000 0,631 22,879 0,000 3,023 99,999 0,068 0,001 0,594 1,000 16_C1_Anf 13 Cum 0,044 18,570 0,006 0,207 54,330 0,614 0,012 0,000 0,029 0,036 0,843 22,823 0,034 2, ,002 0,097 0,001 0,599 1,000 16_C1_Anf 14 Cum 0,000 18,843 0,000 0,152 53,520 0,333 0,019 0,000 0,039 0,056 0,687 22,826 0,000 3,522 99,997 0,053 0,000 0,613 1,000 16_C1_Anf 15 Cum 0,000 18,563 0,030 0,205 54,268 0,428 0,000 0,000 0,000 0,059 0,485 22,752 0,000 3,222 99,999 0,067 0,000 0,594 0,721 32_C1_Anf 1 Cum 0,369 18,974 0,118 1,478 56,299 12,192 0,005 0,024 0,000 0,013 0,191 9,214 0,000 1,177 99,999 0,982 0,231 1,901 0,099 32_C1_Anf 2 Cum 0,173 20,100 0,006 0,486 58,312 12,312 0,015 0,002 0,000 0,024 0,203 7,985 0,000 0, ,000 1,000 0,078 1,837 0,046 32_C1_Anf 3 Cum 0,274 19,720 0,116 0,922 57,445 12,144 0,024 0,000 0,081 0,000 0,159 8,057 0,000 1, ,002 0,955 0,128 1,856 0,073 32_C1_Anf 1 Act 0,369 18,974 0,118 1,478 56,299 12,192 0,005 0,024 0,000 0,013 0,191 9,214 0,000 1,177 99,999 1,901 0,099 0,877 0,982 32_C1_Anf 2 Act 0,173 20,100 0,006 0,486 58,312 12,312 0,015 0,002 0,000 0,024 0,203 7,985 0,000 0, ,000 0,048 0,048 0,000 0,000 32_C1_Anf 3 Act 0,274 19,720 0,116 0,922 57,445 12,144 0,024 0,000 0,081 0,000 0,159 8,057 0,000 1, ,002 1,856 0,073 0,894 0,955 Amphibole Itabirites ID Min. Na2O MgO F Al2O3 SiO2 CaO K2O Cl TiO2 Cr2O3 MnO FeO V2O3 (OH) Total (Ca + Na)B NaB Fe3/(Fe3+Alvi) Mg/(Mg+Fe2) 17_C2_Anf 6 cum 2 0,042 18,977 0,000 0,232 53,913 0,495 0,000 0,000 0,000 0,000 0,886 22,395 0,010 3, ,000 0,072 0,001 1,000 0,573 15_C2_Anf 12 cum 2 0,057 18,654 0,000 0,183 54,979 0,344 0,000 0,018 0,000 0,000 0,763 23,150 0,071 1, ,001 0,083 0,002 1,000 0,577 13_C1_Anf 1 cum 2 0,066 18,084 0,161 0,227 53,761 0,483 0,052 0,019 0,052 0,000 0,522 24,931 0,031 1, ,001 0,072 0,001 1,000 0,568 15_C1_Anf 4 cum 2 0,030 18,356 0,019 0,120 55,119 0,344 0,001 0,003 0,000 0,000 0,874 23,332 0,008 1, ,002 0,091 0,001 1,000 0,581 15_C1_Anf 13 Cum 2 0,038 18,697 0,000 0,151 54,792 0,324 0,000 0,003 0,000 0,000 0,763 23,369 0,002 1, ,000 0,111 0,002 1,000 0,585 15_C1_Anf 14 Cum 2 0,032 18,718 0,000 0,197 54,927 0,390 0,026 0,026 0,044 0,013 0,871 23,236 0,017 1, ,000 0,102 0,001 1,000 0,585 15_C1_Anf 6 cum 2 0,026 18,668 0,034 0,184 54,939 0,458 0,000 0,024 0,071 0,000 0,954 23,070 0,064 1, ,001 0,082 0,000 1,000 0,576 15_C2_Anf 10 cum 2 0,064 18,346 0,000 0,147 54,838 0,399 0,010 0,025 0,000 0,000 0,948 23,091 0,000 2,137 99,999 0,086 0,001 1,000 0,581 15_C2_Anf 11 cum 2 0,000 18,066 0,000 0,165 54,935 0,372 0,043 0,000 0,000 0,000 0,670 23,044 0,006 2, ,001 0,066 0,000 1,000 0,590 13_C1_Anf 2 cum 3 0,084 17,821 0,091 0,313 53,870 0,450 0,000 0,005 0,054 0,010 0,485 24,962 0,004 1, ,001 0,000 0,028 0,001 0,011 13_C1_Anf 3 cum 3 0,105 17,916 0,122 0,348 54,000 0,522 0,000 0,004 0,000 0,000 0,582 24,978 0,042 1, ,002 0,000 0,031 0,006 0,006 13_C1_Anf 4 cum 3 0,036 17,816 0,131 0,294 54,475 0,456 0,000 0,022 0,115 0,012 0,543 25,003 0,000 1, ,001 0,006 0,016 0,001 0,006 13_C2_Anf 5 cum 3 0,088 18,060 0,031 0,401 53,894 0,571 0,018 0,025 0,000 0,012 0,395 24,351 0,000 2, ,003 0,015 0,011 0,004 0,008 13_C2_Anf 6 cum 3 0,120 18,147 0,099 0,435 53,965 0,698 0,012 0,006 0,000 0,000 0,428 24,065 0,000 2,067 99,999 0,012 0,028 0,000 0,011 13_C2_Anf 7 cum 3 0,061 18,136 0,096 0,434 53,895 0,651 0,028 0,001 0,025 0,055 0,337 25,182 0,025 1, ,000 0,017 0,018 0,001 0,000 13_C2_Anf 8 cum 3 0,001 17,973 0,049 0,301 54,192 0,524 0,009 0,000 0,015 0,000 0,326 24,801 0,041 1,786 99,997 0,040 0,000 0,018 0,001 13_C2_Anf 9 cum 3 0,090 18,167 0,000 0,374 54,300 0,545 0,004 0,000 0,019 0,000 0,441 24,465 0,000 1, ,001 0,065 0,000 0,000 0,599 13_C2_Anf 10 cum 3 0,013 18,554 0,056 0,233 54,567 0,425 0,020 0,000 0,000 0,009 0,445 24,320 0,000 1, ,002 0,066 0,007 0,000 0,602 15_C1_Anf 1 cum 3 0,038 18,544 0,000 0,163 55,294 0,449 0,003 0,012 0,000 0,083 0,853 22,764 0,000 1,798 99,998 0,078 0,001 1,000 0,601 15_C1_Anf 2 cum 3 0,022 18,306 0,000 0,180 55,620 0,407 0,031 0,000 0,034 0,045 0,619 23,091 0,012 1, ,000 0,076 0,001 1,000 0,609 15_C1_Anf 3 cum 3 0,023 18,395 0,000 0,132 55,147 0,380 0,006 0,018 0,067 0,000 0,744 23,386 0,062 1,642 99,998 0,075 0,001 1,000 0,615 15_C1_Anf 5 cum 3 0,028 18,457 0,021 0,152 55,145 0,385 0,023 0,000 0,125 0,008 0,986 23,063 0,029 1, ,000 0,073 0,001 1,000 0,608 15_C2_Anf 7 cum 3 0,040 18,614 0,027 0,230 55,127 0,354 0,000 0,011 0,000 0,044 0,780 22,938 0,024 1, ,000 0,067 0,001 1,000 0,616 15_C2_Anf 8 cum 3 0,000 18,436 0,000 0,203 55,088 0,362 0,003 0,018 0,144 0,000 0,941 23,064 0,000 1, ,001 0,078 0,001 1,000 0,617 15_C2_Anf 9 cum 3 0,066 18,465 0,000 0,231 54,460 0,454 0,002 0,034 0,000 0,000 0,887 23,112 0,000 2, ,000 0,023 0,008 0,014 0,002 17_C3_Anf 1 cum 3 0,000 18,662 0,000 0,208 54,090 0,414 0,000 0,000 0,024 0,000 0,514 22,236 0,018 3, ,001 0,077 0,001 1,000 0,584 17_C3_Anf 1 cum 3 0,000 18,662 0,000 0,208 54,090 0,414 0,000 0,000 0,024 0,000 0,514 22,236 0,018 3, ,001 0,000 0,021 0,000 0,008 17_C3_Anf 2 cum 3 0,024 18,570 0,026 0,205 54,280 0,373 0,002 0,002 0,000 0,000 0,638 21,906 0,054 3, ,002 0,026 0,000 0,010 0,001 17_C2_Anf 4 cum 3 0,040 18,531 0,101 0,273 52,951 0,472 0,079 0,018 0,009 0,000 0,631 22,347 0,000 4, ,000 0,034 0,000 0,013 0,001 17_C2_Anf 5 cum 3 0,054 18,947 0,018 0,210 53,584 0,472 0,000 0,000 0,000 0,024 0,599 22,210 0,000 3, ,000 0,031 0,000 0,007 0,000 17_C1_Anf 7 cum 3 0,075 18,712 0,000 0,357 53,499 0,456 0,053 0,010 0,000 0,000 0,694 22,607 0,000 3,537 99,998 0,012 0,013 0,008 0,012 17_C1_Anf 9 cum 3 0,045 18,689 0,012 0,193 52,752 0,418 0,045 0,024 0,000 0,000 0,583 22,843 0,014 4, ,000 0,000 0,028 0,008 0,000 Mafic Schists ID Min. Na2O MgO F Al2O3 SiO2 CaO K2O Cl TiO2 Cr2O3 MnO FeO V2O3 (OH) Total (Ca + Na)B NaB Fe3/(Fe3+Alvi) Mg/(Mg+Fe2) 09_C2_Anf 4 Fts 1 1,639 6,375 0,147 16,578 40,682 9,995 0,391 0,004 0,328 0,000 0,492 20,446 0,069 2,915 99,998 2,000 0,409 0,559 0,514 09_C2_Anf 5 Fts 1 1,811 6,149 0,131 16,255 40,243 9,898 0,396 0,000 0,400 0,012 0,393 20,687 0,101 3,578 99,999 2,000 0,406 0,553 0,486 09_C1_Anf 12 Fts 1 1,814 5,888 0,060 16,040 39,396 10,384 0,397 0,036 0,270 0,094 0,325 21,099 0,087 4, ,000 2,000 0,304 0,537 0,446 09_C1_Anf 13 Fts 1 1,846 6,158 0,106 14,990 40,398 9,982 0,372 0,034 0,289 0,095 0,261 21,163 0,169 4,189 99,999 2,000 0,373 0,563 0,463 09_C1_Anf 14 Fts 1 1,840 5,632 0,034 15,380 39,298 10,098 0,391 0,039 0,313 0,071 0,335 22,294 0,217 4, ,001 2,000 0,346 0,607 0,438 09_C1_Anf 15 Fts 1 1,633 5,950 0,083 16,176 39,563 10,248 0,465 0,000 0,402 0,095 0,393 20,956 0,144 3, ,000 2,000 0,335 0,555 0,465 09_C1_Anf 16 Fts 1 1,683 5,844 0,040 15,990 39,213 10,171 0,433 0,013 0,290 0,034 0,303 21,448 0,101 4, ,000 2,000 0,337 0,858 2,017 11_C1_Anf 4 Fts 2 1,734 5,112 0,094 16,536 40,505 10,758 0,479 0,065 0,405 0,000 0,216 22,573 0,118 1, ,001 2,000 0,277 0,468 0,366 11_C1_Anf 5 Fts 2 1,730 5,345 0,023 16,394 40,178 10,738 0,428 0,032 0,163 0,026 0,366 22,718 0,071 1,803 99,998 2,000 0,279 0,533 0,396 09_C3_Anf 1 Fts 2 1,723 6,264 0,055 16,239 39,951 10,102 0,336 0,016 0,216 0,049 0,351 20,924 0,133 3,667 99,999 2,000 0,372 0,580 0,499 09_C3_Anf 2 Fts 2 1,706 6,417 0,085 15,933 40,136 10,268 0,356 0,011 0,579 0,024 0,213 20,243 0,131 3, ,002 2,000 0,338 0,528 0,483 09_C3_Anf 3 Fts 2 1,833 6,240 0,021 16,110 40,161 10,423 0,424 0,013 0,274 0,025 0,420 20,575 0,025 3, ,001 2,000 0,317 0,517 0,465 09_C1_Anf 6 Fts 2 1,794 6,280 0,000 16,016 39,867 10,124 0,412 0,036 0,418 0,000 0,220 20,679 0,066 4, ,001 2,000 0,358 0,551 0,482 09_C1_Anf 7 Fts 2 1,657 5,989 0,118 15,870 40,048 10,366 0,423 0,027 0,196 0,000 0,280 21,242 0,086 3, ,002 2,000 0,318 0,541 0,453 09_C1_Anf 8 Fts 2 1,713 5,960 0,033 15,208 38,015 9,714 0,414 0,074 0,572 0,061 0,369 20,183 0,085 7,629 99,999 2,000 0,360 0,588 0,483 09_C1_Anf 9 Fts 2 1,951 6,076 0,124 15,778 39,976 10,281 0,422 0,030 0,494 0,071 0,472 21,313 0,148 2, ,001 2,000 0,340 0,563 0,457 09_C1_Anf 10 Fts 2 1,876 6,456 0,169 15,843 40,480 9,782 0,307 0,000 0,320 0,057 0,501 19,919 0,019 4,341 99,999 2,000 0,418 0,546 0,509 09_C1_Anf 11 Fts 2 1,788 6,076 0,000 16,237 39,922 10,380 0,421 0,015 0,165 0,000 0,354 20,762 0,078 3, ,001 2,000 0,317 0,519 0,459

109 109 APÊNDICE C CHEMICAL ANALYSIS OF CHLORITES BY JXA-8230 SUPERPROBE ELECTRON PROBE MICROANALYZER (EPMA). Rock Amphibole Itabirites Mafic Schists ID 13_C1_Chl 1 13_C1_Chl _C1_Chl 3 11_C1_Anf 1 11_C1_Anf 2 11_C1_Anf 3 11_C2_Anf 6 11_C2_Anf 7 12_C1_Anf 1 12_C1_Bt 1 12_C1_Bt 2 12_C1_Bt 3 12_C1_Bt 4 12_C1_Bt _C2_Bt 6 12_C2_Bt 7 12_C2_Bt 8 12_C2_Bt 9 12_C2_Bt 10 SiO2 26,657 26,297 27,051 25,446 25,032 25,187 26,376 25,771 27,223 32,076 31,225 28,299 30,635 26,479 27,298 28,634 29,790 29,215 28,593 TiO2 0,019 0,000 0,059 0,116 0,083 0,000 0,199 0,116 0,024 1,313 1,346 0,979 0,871 1,256 0,916 1,346 0,996 1,207 1,357 Al2O3 21,270 20,131 20,515 21,323 21,396 21,559 20,211 20,698 19,707 13,629 13,339 12,812 13,486 12,005 11,733 12,879 12,459 12,273 12,196 FeO 21,312 20,389 21,160 29,807 29,548 29,771 28,564 29,266 24,965 23,546 25,638 29,955 26,006 32,256 28,850 27,102 26,244 26,196 28,291 MnO 0,113 0,083 0,097 0,174 0,182 0,058 0,122 0,209 0,073 0,138 0,081 0,147 0,153 0,000 0,154 0,097 0,245 0,200 0,191 MgO 20,879 20,216 20,982 13,889 13,805 13,537 14,679 14,259 17,856 16,737 16,486 14,822 16,326 14,256 19,789 18,789 16,637 19,486 16,967 CaO 0,000 0,077 0,012 0,000 0,070 0,000 0,028 0,047 0,099 0,118 0,118 0,105 0,181 0,113 0,157 0,107 0,143 0,064 0,187 Na2O 0,015 0,067 0,012 0,057 0,000 0,003 0,016 0,038 0,000 0,044 0,006 0,002 0,063 0,030 0,021 0,052 0,089 0,066 0,051 K2O 0,030 0,137 0,010 0,012 0,013 0,005 0,034 0,013 0,000 1,999 1,491 1,563 1,490 0,995 0,147 0,431 1,194 0,302 0,844 Cs2O 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 ZnO 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 F 0,044 0,019 0,109 0,000 0,000 0,086 0,000 0,000 0,030 0,257 0,293 0,277 0,199 0,180 0,139 0,173 0,280 0,243 0,157 Cl 0,003 0,036 0,000 0,007 0,008 0,056 0,042 0,040 0,032 0,081 0,061 0,069 0,106 0,057 0,021 0,076 0,049 0,067 0,069 Cr2O3 0,069 0,143 0,000 0,092 0,000 0,102 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,011 0,000 0,010 0,000 0,002 0,009 0,010 (OH) 9,586 12,420 10,040 9,079 9,817 9,641 9,717 9,552 0,000 10,148 9,944 11,045 10,472 12,449 10,818 0,000 11,937 10,785 11,132 Total 100,000 99, , ,000 99, , , , , ,000 99,999 99, , , , , ,000 99,999 99,999 V2O3 0,023 0,000 0,000 0,000 0,047 0,045 0,022 0,000 0,003 0,040 0,108 0,055 0,111 0,014 0,011 0,074 0,064 0,003 0,036 Si 5,291 5,381 5,391 5,536 5,230 5,252 5,475 5,354 5,549 6,449 6,352 6,001 6,316 5,789 5,714 5,931 6,274 6,049 6,028 Al iv 2,709 2,619 2,609 2,464 2,770 2,748 2,525 2,646 2,451 1,551 1,648 1,999 1,684 2,211 2,286 2,069 1,726 1,951 1,972 Al vi 2,299 2,270 2,237 2,267 2,517 2,565 2,424 2,439 2,294 1,735 1,595 1,263 1,631 0,948 0,670 1,112 1,400 1,075 1,100 Ti 0,003 0,000 0,009 0,015 0,013 0,000 0,031 0,018 0,004 0,199 0,206 0,156 0,135 0,206 0,144 0,210 0,158 0,188 0,215 Cr 0,011 0,023 0,000 0,025 0,000 0,017 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,002 0,000 0,002 0,000 0,000 0,001 0,002 Fe3+ 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,229 0,178 0,000 0,057 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 Fe2+ 3,692 3,634 3,643 1,634 5,258 5,224 4,972 5,156 4,303 3,730 4,184 5,513 4,427 6,262 5,553 4,886 4,637 4,680 5,179 Mn 0,019 0,014 0,016 0,010 0,032 0,010 0,021 0,037 0,013 0,024 0,014 0,026 0,027 0,000 0,027 0,017 0,044 0,035 0,034 Mg 6,178 6,167 6,234 8,022 4,299 4,208 4,542 4,416 5,425 5,016 4,999 4,685 5,017 4,646 6,175 5,801 5,223 6,014 5,332 Ni 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 Zn 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 Ca 0,000 0,017 0,003 0,004 0,016 0,000 0,006 0,010 0,022 0,025 0,026 0,024 0,040 0,026 0,035 0,024 0,032 0,014 0,042 Na 0,012 0,053 0,009 0,000 0,000 0,002 0,013 0,031 0,000 0,034 0,005 0,002 0,050 0,025 0,017 0,042 0,073 0,053 0,042 K 0,015 0,072 0,005 0,007 0,007 0,003 0,018 0,007 0,000 1,025 0,774 0,846 0,784 0,555 0,078 0,228 0,641 0,160 0,454 F 0,055 0,025 0,137 0,213 0,000 0,113 0,000 0,000 0,039 0,327 0,377 0,372 0,260 0,249 0,184 0,227 0,373 0,318 0,209 Cl 0,002 0,025 0,000 0,000 0,006 0,040 0,030 0,028 0,022 0,055 0,042 0,050 0,074 0,042 0,015 0,053 0,035 0,047 0,049 OH* 15,943 15,950 15,863 15,787 15,994 15,847 15,970 15,972 15,939 15,618 15,581 15,579 15,666 15,709 15,801 15,720 15,592 15,635 15,741 Total 36,229 36,250 36,155 35,984 36,142 36,029 36,028 36,114 36,060 36,017 35,979 36,515 36,170 36,668 36,702 36,319 36,208 36,220 36,401 Fe/Fe+Mg 0,374 0,371 0,369 0,169 0,550 0,554 0,523 0,539 0,442 0,441 0,466 0,541 0,472 0,574 0,473 0,457 0,470 0,438 0,493 Fe+3/Fe+2 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,061 0,042 0,000 0,013 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 Rock Mafic Schists Carbonate-silicate Rocks ID 12_C2_Bt 11 12_C2_Anf 5 12_C2_Anf 6 12_C3_Anf 7 12_C3_Anf 8 12_C3_Anf 9 35_C1_Chl 1 35_C1_Chl 2 35_C1_Bt 1 35_C1_Bt 2 35_C2_Chl 335_C2_Chl 435_C3_Chl 535_C3_Chl 6 34_C1_Chl 3 34_C1_Chl 4 34_C1_Chl 1 34_C1_Chl 2 SiO2 29,791 26,170 26,002 25,907 24,826 20,777 27,388 27,134 36,890 37,101 27,936 28,569 27,189 26,822 28,646 29,195 29,661 29,547 TiO2 1,262 0,000 0,298 0,117 0,054 0,236 0,014 0,000 0,625 0,709 0,101 0,170 0,205 0,005 0,060 0,023 0,090 0,106 Al2O3 12,598 21,084 20,898 20,741 20,196 16,093 20,445 20,736 14,861 14,002 20,171 19,002 21,057 20,934 21,719 21,668 20,991 21,377 FeO 25,356 26,129 25,823 26,128 25,550 39,079 16,585 16,139 11,280 11,272 16,145 16,862 16,522 16,552 10,639 10,225 10,630 10,384 MnO 0,100 0,190 0,029 0,174 0,146 0,254 0,130 0,197 0,103 0,076 0,111 0,000 0,058 0,134 0,100 0,019 0,044 0,062 MgO 19,806 16,572 16,579 16,426 15,519 13,528 23,084 23,947 17,250 17,572 23,394 23,288 23,273 22,645 28,860 29,401 27,584 28,724 CaO 0,091 0,361 0,115 0,093 0,078 0,096 0,027 0,048 0,030 0,166 0,009 0,105 0,000 0,053 0,027 0,005 0,043 0,018 Na2O 0,055 0,000 0,000 0,037 0,043 0,000 0,036 0,000 0,260 0,170 0,036 0,013 0,021 0,042 0,018 0,005 0,010 0,000 K2O 0,380 0,015 0,003 0,039 0,021 0,046 0,063 0,042 8,984 8,922 0,568 0,183 0,015 0,025 0,008 0,000 0,037 0,015 Cs2O 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 ZnO 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 F 0,385 0,097 0,000 0,000 0,000 0,139 0,008 0,130 1,284 1,253 0,242 0,301 0,108 0,113 0,165 0,086 0,110 0,180 Cl 0,063 0,067 0,021 0,025 0,039 0,083 0,054 0,016 0,118 0,072 0,025 0,050 0,024 0,009 0,020 0,012 0,024 0,000 Cr2O3 0,000 0,009 0,020 0,000 0,045 0,000 0,075 0,046 0,075 0,074 0,048 0,000 0,108 0,135 0,039 0,098 0,148 0,171 (OH) 10,240 9,360 10,206 10,277 13,487 9,690 12,106 11,625 8,771 9,130 11,308 11,557 11,450 12,552 9,773 9,261 10,647 9,492 Total 100,000 99, , ,000 99,999 99, , ,001 99, ,000 99,999 99,998 99,999 99, ,000 99, , ,000 V2O3 0,049 0,000 0,012 0,042 0,004 0,053 0,000 0,000 0,036 0,025 0,013 0,036 0,019 0,028 0,000 0,040 0,033 0,000 Si 6,098 5,329 5,346 5,338 5,313 4,515 5,472 5,369 6,747 6,822 5,501 5,662 5,387 5,387 5,382 5,447 5,633 5,536 Al iv 1,902 2,671 2,654 2,662 2,687 3,485 2,528 2,631 1,253 1,178 2,499 2,338 2,613 2,613 2,618 2,553 2,367 2,464 Al vi 1,163 2,410 2,421 2,396 2,429 0,803 2,306 2,235 2,142 2,034 2,222 2,124 2,322 2,364 2,220 2,233 2,343 2,267 Ti 0,194 0,000 0,046 0,018 0,009 0,039 0,002 0,000 0,086 0,098 0,015 0,025 0,031 0,001 0,008 0,003 0,013 0,015 Cr 0,000 0,001 0,003 0,000 0,008 0,000 0,012 0,007 0,011 0,011 0,007 0,000 0,017 0,021 0,006 0,014 0,022 0,025 Fe3+ 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,187 0,183 0,000 0,024 0,000 0,000 0,000 0,000 0,057 0,000 Fe2+ 4,385 4,517 4,494 4,602 4,672 8,120 2,855 2,793 1,539 1,550 2,731 2,771 2,793 2,845 1,779 1,693 1,631 1,634 Mn 0,017 0,033 0,005 0,030 0,026 0,047 0,022 0,033 0,016 0,012 0,019 0,000 0,010 0,023 0,016 0,003 0,007 0,010 Mg 6,043 5,031 5,081 5,045 4,951 4,382 6,875 7,063 4,703 4,817 6,867 6,880 6,874 6,780 8,083 8,177 7,809 8,022 Ni 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 Zn 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 Ca 0,020 0,079 0,025 0,021 0,018 0,022 0,006 0,010 0,006 0,033 0,002 0,022 0,000 0,011 0,005 0,001 0,009 0,004 Na 0,044 0,000 0,000 0,030 0,036 0,000 0,028 0,000 0,184 0,121 0,027 0,010 0,016 0,033 0,013 0,004 0,007 0,000 K 0,198 0,008 0,002 0,020 0,011 0,025 0,032 0,021 4,192 4,185 0,285 0,093 0,008 0,013 0,004 0,000 0,018 0,007 F 0,498 0,125 0,000 0,000 0,000 0,191 0,010 0,163 1,485 1,457 0,301 0,377 0,135 0,144 0,196 0,101 0,132 0,213 Cl 0,044 0,046 0,015 0,017 0,028 0,061 0,037 0,011 0,073 0,045 0,017 0,034 0,016 0,006 0,013 0,008 0,015 0,000 OH* 15,458 15,829 15,985 15,983 15,972 15,748 15,953 15,827 14,441 14,498 15,682 15,589 15,849 15,850 15,791 15,891 15,852 15,787 Total 36,065 36,078 36,078 36,163 36,159 37,439 36,138 36,163 37,066 37,044 36,176 35,949 36,069 36,091 36,134 36,129 35,916 35,984 Fe/Fe+Mg 0,421 0,473 0,469 0,477 0,485 0,649 0,293 0,283 0,268 0,265 0,285 0,289 0,289 0,296 0,180 0,172 0,178 0,169 Fe+3/Fe+2 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,121 0,118 0,000 0,009 0,000 0,000 0,000 0,000 0,035 0,000

110 110 Mafic Schists ID 11_C2_Bt 1 11_C2_Bt 2 09_C1_Bt 7 11_C2_Bt 3 11_C2_Bt 4 11_C2_Bt 4 11_C2_Bt 5 11_C2_Bt 6 11_C2_Bt 7 12_C1_Bt 2 12_C1_Bt 3 12_C1_Bt 4 SiO2 36,184 35,702 34,942 35,140 35,664 34,684 35,402 35,906 35,851 31,225 28,299 30,635 TiO2 1,468 1,458 1,810 1,921 1,394 1,273 1,681 2,014 1,555 1,346 0,979 0,871 Al2O3 16,662 16,320 15,999 16,480 16,214 16,472 16,427 16,464 16,363 13,339 12,812 13,486 FeO 22,585 22,913 21,064 20,933 21,070 22,473 20,812 20,791 21,479 25,638 29,955 26,006 MnO 0,121 0,144 0,076 0,156 0,145 0,106 0,105 0,196 0,087 0,081 0,147 0,153 MgO 9,729 9,485 10,774 10,439 10,746 10,995 10,653 10,165 10,566 16,486 14,822 16,326 CaO 0,051 0,105 0,017 0,046 0,061 0,038 0,066 0,055 0,031 0,118 0,105 0,181 Na2O 0,132 0,231 0,137 0,192 0,272 0,151 0,209 0,207 0,221 0,006 0,002 0,063 K2O 8,880 9,091 8,688 8,748 8,583 7,656 9,095 9,117 9,227 1,491 1,563 1,490 SrO 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 BaO 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 F 0,350 0,335 0,258 0,250 0,359 0,331 0,216 0,335 0,225 0,293 0,277 0,199 Cl 0,139 0,140 0,005 0,013 0,018 0,015 0,053 0,045 0,014 0,061 0,069 0,106 Cr2O3 0,000 0,056 0,048 0,045 0,000 0,012 0,000 0,023 0,060 0,000 0,000 0,011 Li2O* 0,833 0,694 0,476 0,533 0,684 0,402 0,608 0,753 0,737 0,000 0,000 0,000 H2O* 3,827 4,120 6,209 5,740 5,529 5,881 5,307 4,785 4,402 3,531 3,370 3,527 Tot. 100, , , , , , , , ,720 93,478 92,268 92,946 Li2O and H2O calculations after Tindle and Webb (1990) Si 5,488 5,475 5,439 5,427 5,486 5,390 5,445 5,475 5,460 5,080 4,822 5,035 Al iv 2,512 2,525 2,561 2,573 2,514 2,610 2,555 2,525 2,540 2,558 2,573 2,613 Al vi 0,467 0,424 0,374 0,427 0,425 0,407 0,422 0,434 0,398 0,000 0,000 0,000 Ti 0,167 0,168 0,212 0,223 0,161 0,149 0,194 0,231 0,178 0,165 0,125 0,108 Cr 0,000 0,007 0,006 0,005 0,000 0,001 0,000 0,003 0,007 0,000 0,000 0,001 Fe 2,865 2,938 2,742 2,704 2,710 2,921 2,677 2,651 2,736 3,488 4,269 3,575 Mn 0,016 0,019 0,010 0,020 0,019 0,014 0,014 0,025 0,011 0,011 0,021 0,021 Mg 2,200 2,168 2,500 2,403 2,464 2,547 2,442 2,311 2,399 3,998 3,765 4,000 Li* 0,508 0,428 0,298 0,331 0,423 0,251 0,376 0,462 0,452 0,000 0,000 0,000 Ca 0,008 0,017 0,003 0,008 0,010 0,006 0,011 0,009 0,005 0,021 0,019 0,032 Na 0,039 0,069 0,041 0,057 0,081 0,045 0,062 0,061 0,065 0,002 0,001 0,020 K 1,718 1,778 1,725 1,723 1,684 1,518 1,784 1,773 1,793 0,309 0,340 0,312 Sr 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 OH* 3,796 3,801 3,872 3,874 3,821 3,833 3,881 3,827 3,888 3,832 3,831 3,867 F 0,168 0,162 0,127 0,122 0,175 0,163 0,105 0,162 0,108 0,151 0,149 0,103 Cl 0,036 0,036 0,001 0,003 0,005 0,004 0,014 0,012 0,004 0,017 0,020 0,030 TOT 19,987 20,017 19,911 19,903 19,977 19,859 19,983 19,961 20,044 19,632 19,936 19,717 Fe/Fe+Mg 0,566 0,575 0,523 0,529 0,524 0,534 0,523 0,534 0,533 0,466 0,531 0,472 Mafic Schists Carbonate-silicate Rocks ID 12_C2_Bt 6 12_C1_Bt 5 12_C2_Bt 7 12_C2_Bt 8 12_C2_Bt 9 12_C2_Bt 10 12_C2_Bt 11 12_C1_Bt 1 16_C2_Url 1 16_C2_Url 2 35_C1_Bt 3 35_C3_Bt 4 SiO2 27,298 26,479 28,634 29,790 29,215 28,593 29,791 32,076 38,760 38,026 37,662 37,530 TiO2 0,916 1,256 1,346 0,996 1,207 1,357 1,262 1,313 0,872 1,225 0,307 0,386 Al2O3 11,733 12,005 12,879 12,459 12,273 12,196 12,598 13,629 15,661 15,634 14,475 14,616 FeO 28,850 32,256 27,102 26,244 26,196 28,291 25,356 23,546 11,706 11,517 15,618 16,756 MnO 0,154 0,000 0,097 0,245 0,200 0,191 0,100 0,138 0,010 0,000 0,036 0,000 MgO 19,789 14,256 18,789 16,637 19,486 16,967 19,806 16,737 18,018 17,640 16,463 16,475 CaO 0,157 0,113 0,107 0,143 0,064 0,187 0,091 0,118 0,014 0,005 0,003 0,004 Na2O 0,021 0,030 0,052 0,089 0,066 0,051 0,055 0,044 0,156 0,268 0,136 0,160 K2O 0,147 0,995 0,431 1,194 0,302 0,844 0,380 1,999 10,023 9,478 8,794 8,440 SrO 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 BaO 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 F 0,139 0,180 0,173 0,280 0,243 0,157 0,385 0,257 1,458 1,717 0,436 0,350 Cl 0,021 0,057 0,076 0,049 0,067 0,069 0,063 0,081 0,024 0,003 0,022 0,100 Cr2O3 0,010 0,000 0,000 0,002 0,009 0,010 0,000 0,000 0,034 0,000 0,072 0,047 Li2O* 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 1,572 1,361 1,257 1,219 H2O* 3,493 3,310 3,531 3,427 3,504 3,471 3,480 3,576 3,873 5,188 6,150 5,304 Tot. 92,665 90,848 93,127 91,426 92,714 92,302 93,191 93, , , , ,217 Li2O and H2O calculations after Tindle and Webb (1990) Si 4,592 4,657 4,727 5,000 4,818 4,813 4,856 5,173 5,576 5,558 5,622 5,575 Al iv 2,327 2,489 2,506 2,465 2,386 2,420 2,421 2,591 2,424 2,442 2,378 2,425 Al vi 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,231 0,252 0,169 0,134 Ti 0,116 0,166 0,167 0,126 0,150 0,172 0,155 0,159 0,094 0,135 0,034 0,043 Cr 0,001 0,000 0,000 0,000 0,001 0,001 0,000 0,000 0,004 0,000 0,008 0,006 Fe 4,059 4,745 3,742 3,684 3,613 3,982 3,457 3,176 1,408 1,408 1,950 2,082 Mn 0,022 0,000 0,014 0,035 0,028 0,027 0,014 0,019 0,001 0,000 0,005 0,000 Mg 4,963 3,738 4,624 4,163 4,790 4,257 4,813 4,023 3,864 3,844 3,664 3,648 Li* 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,910 0,800 0,755 0,728 Ca 0,028 0,021 0,019 0,026 0,011 0,034 0,016 0,020 0,002 0,001 0,000 0,001 Na 0,007 0,010 0,017 0,029 0,021 0,017 0,017 0,014 0,044 0,076 0,039 0,046 K 0,032 0,223 0,091 0,256 0,064 0,181 0,079 0,411 1,839 1,767 1,675 1,599 Sr 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 OH* 3,920 3,883 3,888 3,837 3,855 3,897 3,784 3,847 3,331 3,206 3,789 3,810 F 0,074 0,100 0,090 0,149 0,127 0,084 0,198 0,131 0,663 0,794 0,206 0,164 Cl 0,006 0,017 0,021 0,014 0,019 0,020 0,017 0,022 0,006 0,001 0,006 0,025 TOT. 20,147 20,049 19,906 19,784 19,881 19,904 19,827 19,585 20,397 20,282 20,300 20,287 Fe/Fe+Mg 0,450 0,559 0,447 0,469 0,430 0,483 0,418 0,441 0,267 0,268 0,347 0,363

111 111 APÊNDICE D CHEMICAL ANALYSIS OF BIOTITES BY JXA-8230 SUPERPROBE ELECTRON PROBE MICROANALYZER (EPMA). Mafic Schists ID 11_C2_Bt 1 11_C2_Bt 2 09_C1_Bt 7 11_C2_Bt 3 11_C2_Bt 4 11_C2_Bt 4 11_C2_Bt 5 11_C2_Bt 6 11_C2_Bt 7 12_C1_Bt 2 12_C1_Bt 3 12_C1_Bt 4 SiO2 36,184 35,702 34,942 35,140 35,664 34,684 35,402 35,906 35,851 31,225 28,299 30,635 TiO2 1,468 1,458 1,810 1,921 1,394 1,273 1,681 2,014 1,555 1,346 0,979 0,871 Al2O3 16,662 16,320 15,999 16,480 16,214 16,472 16,427 16,464 16,363 13,339 12,812 13,486 FeO 22,585 22,913 21,064 20,933 21,070 22,473 20,812 20,791 21,479 25,638 29,955 26,006 MnO 0,121 0,144 0,076 0,156 0,145 0,106 0,105 0,196 0,087 0,081 0,147 0,153 MgO 9,729 9,485 10,774 10,439 10,746 10,995 10,653 10,165 10,566 16,486 14,822 16,326 CaO 0,051 0,105 0,017 0,046 0,061 0,038 0,066 0,055 0,031 0,118 0,105 0,181 Na2O 0,132 0,231 0,137 0,192 0,272 0,151 0,209 0,207 0,221 0,006 0,002 0,063 K2O 8,880 9,091 8,688 8,748 8,583 7,656 9,095 9,117 9,227 1,491 1,563 1,490 SrO 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 BaO 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 F 0,350 0,335 0,258 0,250 0,359 0,331 0,216 0,335 0,225 0,293 0,277 0,199 Cl 0,139 0,140 0,005 0,013 0,018 0,015 0,053 0,045 0,014 0,061 0,069 0,106 Cr2O3 0,000 0,056 0,048 0,045 0,000 0,012 0,000 0,023 0,060 0,000 0,000 0,011 Li2O* 0,833 0,694 0,476 0,533 0,684 0,402 0,608 0,753 0,737 0,000 0,000 0,000 H2O* 3,827 4,120 6,209 5,740 5,529 5,881 5,307 4,785 4,402 3,531 3,370 3,527 Tot. 100, , , , , , , , ,720 93,478 92,268 92,946 Li2O and H2O calculations after Tindle and Webb (1990) Si 5,488 5,475 5,439 5,427 5,486 5,390 5,445 5,475 5,460 5,080 4,822 5,035 Al iv 2,512 2,525 2,561 2,573 2,514 2,610 2,555 2,525 2,540 2,558 2,573 2,613 Al vi 0,467 0,424 0,374 0,427 0,425 0,407 0,422 0,434 0,398 0,000 0,000 0,000 Ti 0,167 0,168 0,212 0,223 0,161 0,149 0,194 0,231 0,178 0,165 0,125 0,108 Cr 0,000 0,007 0,006 0,005 0,000 0,001 0,000 0,003 0,007 0,000 0,000 0,001 Fe 2,865 2,938 2,742 2,704 2,710 2,921 2,677 2,651 2,736 3,488 4,269 3,575 Mn 0,016 0,019 0,010 0,020 0,019 0,014 0,014 0,025 0,011 0,011 0,021 0,021 Mg 2,200 2,168 2,500 2,403 2,464 2,547 2,442 2,311 2,399 3,998 3,765 4,000 Li* 0,508 0,428 0,298 0,331 0,423 0,251 0,376 0,462 0,452 0,000 0,000 0,000 Ca 0,008 0,017 0,003 0,008 0,010 0,006 0,011 0,009 0,005 0,021 0,019 0,032 Na 0,039 0,069 0,041 0,057 0,081 0,045 0,062 0,061 0,065 0,002 0,001 0,020 K 1,718 1,778 1,725 1,723 1,684 1,518 1,784 1,773 1,793 0,309 0,340 0,312 Sr 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 OH* 3,796 3,801 3,872 3,874 3,821 3,833 3,881 3,827 3,888 3,832 3,831 3,867 F 0,168 0,162 0,127 0,122 0,175 0,163 0,105 0,162 0,108 0,151 0,149 0,103 Cl 0,036 0,036 0,001 0,003 0,005 0,004 0,014 0,012 0,004 0,017 0,020 0,030 TOT 19,987 20,017 19,911 19,903 19,977 19,859 19,983 19,961 20,044 19,632 19,936 19,717 Fe/Fe+Mg 0,566 0,575 0,523 0,529 0,524 0,534 0,523 0,534 0,533 0,466 0,531 0,472 Mafic Schists Carbonate-silicate Rocks ID 12_C2_Bt 6 12_C1_Bt 5 12_C2_Bt 7 12_C2_Bt 8 12_C2_Bt 9 12_C2_Bt 10 12_C2_Bt 11 12_C1_Bt 1 16_C2_Url 1 16_C2_Url 2 35_C1_Bt 3 35_C3_Bt 4 SiO2 27,298 26,479 28,634 29,790 29,215 28,593 29,791 32,076 38,760 38,026 37,662 37,530 TiO2 0,916 1,256 1,346 0,996 1,207 1,357 1,262 1,313 0,872 1,225 0,307 0,386 Al2O3 11,733 12,005 12,879 12,459 12,273 12,196 12,598 13,629 15,661 15,634 14,475 14,616 FeO 28,850 32,256 27,102 26,244 26,196 28,291 25,356 23,546 11,706 11,517 15,618 16,756 MnO 0,154 0,000 0,097 0,245 0,200 0,191 0,100 0,138 0,010 0,000 0,036 0,000 MgO 19,789 14,256 18,789 16,637 19,486 16,967 19,806 16,737 18,018 17,640 16,463 16,475 CaO 0,157 0,113 0,107 0,143 0,064 0,187 0,091 0,118 0,014 0,005 0,003 0,004 Na2O 0,021 0,030 0,052 0,089 0,066 0,051 0,055 0,044 0,156 0,268 0,136 0,160 K2O 0,147 0,995 0,431 1,194 0,302 0,844 0,380 1,999 10,023 9,478 8,794 8,440 SrO 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 BaO 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 F 0,139 0,180 0,173 0,280 0,243 0,157 0,385 0,257 1,458 1,717 0,436 0,350 Cl 0,021 0,057 0,076 0,049 0,067 0,069 0,063 0,081 0,024 0,003 0,022 0,100 Cr2O3 0,010 0,000 0,000 0,002 0,009 0,010 0,000 0,000 0,034 0,000 0,072 0,047 Li2O* 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 1,572 1,361 1,257 1,219 H2O* 3,493 3,310 3,531 3,427 3,504 3,471 3,480 3,576 3,873 5,188 6,150 5,304 Tot. 92,665 90,848 93,127 91,426 92,714 92,302 93,191 93, , , , ,217 Li2O and H2O calculations after Tindle and Webb (1990) Si 4,592 4,657 4,727 5,000 4,818 4,813 4,856 5,173 5,576 5,558 5,622 5,575 Al iv 2,327 2,489 2,506 2,465 2,386 2,420 2,421 2,591 2,424 2,442 2,378 2,425 Al vi 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,231 0,252 0,169 0,134 Ti 0,116 0,166 0,167 0,126 0,150 0,172 0,155 0,159 0,094 0,135 0,034 0,043 Cr 0,001 0,000 0,000 0,000 0,001 0,001 0,000 0,000 0,004 0,000 0,008 0,006 Fe 4,059 4,745 3,742 3,684 3,613 3,982 3,457 3,176 1,408 1,408 1,950 2,082 Mn 0,022 0,000 0,014 0,035 0,028 0,027 0,014 0,019 0,001 0,000 0,005 0,000 Mg 4,963 3,738 4,624 4,163 4,790 4,257 4,813 4,023 3,864 3,844 3,664 3,648 Li* 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,910 0,800 0,755 0,728 Ca 0,028 0,021 0,019 0,026 0,011 0,034 0,016 0,020 0,002 0,001 0,000 0,001 Na 0,007 0,010 0,017 0,029 0,021 0,017 0,017 0,014 0,044 0,076 0,039 0,046 K 0,032 0,223 0,091 0,256 0,064 0,181 0,079 0,411 1,839 1,767 1,675 1,599 Sr 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 OH* 3,920 3,883 3,888 3,837 3,855 3,897 3,784 3,847 3,331 3,206 3,789 3,810 F 0,074 0,100 0,090 0,149 0,127 0,084 0,198 0,131 0,663 0,794 0,206 0,164 Cl 0,006 0,017 0,021 0,014 0,019 0,020 0,017 0,022 0,006 0,001 0,006 0,025 TOT. 20,147 20,049 19,906 19,784 19,881 19,904 19,827 19,585 20,397 20,282 20,300 20,287 Fe/Fe+Mg 0,450 0,559 0,447 0,469 0,430 0,483 0,418 0,441 0,267 0,268 0,347 0,363

112 112 APÊNDICE E CHEMICAL ANALYSIS OF CARBONATES BY JXA-8230 SUPERPROBE ELECTRON PROBE MICROANALYZER (EPMA). Amphibole Itabirites ID 09_C2_Cb 1 09_C2_Cb 2 09_C2_Cb 3 09_C2_Cb 4 09_C2_Cb 5 09_C1_Cb 6 09_C1_Cb 7 12_C1_Cb 1 12_C1_Cb 2 12_C1_Cb 3 12_C3_Cb 1 12_C3_Cb 2 17_C3_Cb 1 SiO 2 0,06 0,04 0,06 0,07 0,02 0,05 0,00 0,07 0,01 0,05 0,00 0,03 0,56 Al 2O 3 0,01 0,02 0,00 0,01 0,00 0,00 0,01 0,01 0,00 0,00 0,03 0,02 0,03 CaO 31,16 31,29 30,76 30,79 30,53 30,45 30,60 60,77 59,52 59,39 39,99 41,61 30,69 MgO 13,06 12,16 12,89 12,38 13,26 12,65 13,28 2,71 3,87 4,54 19,63 19,34 16,80 MnO 1,64 1,81 1,95 1,55 1,76 1,80 1,81 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,85 FeO 15,43 15,73 15,40 15,62 15,21 15,25 14,90 0,14 0,07 0,14 0,11 0,17 10,15 TiO 2 0,00 0,12 0,14 0,00 0,03 0,07 0,00 0,02 0,00 0,19 0,00 0,00 0,00 Na 2O 0,00 0,03 0,01 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,03 0,00 0,00 0,00 K 2O 0,05 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,02 0,02 0,00 0,00 0,00 0,02 Cr 2O 3 0,08 0,04 0,00 0,08 0,03 0,04 0,07 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 CO Total 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 Mineral carbonate 1 carbonate 2 Calcite 49,72 50,54 49,40 50,12 49,05 49,61 49,24 94,00 91,63 90,23 59,35 60,62 48,98 Magnesite 28,99 27,32 28,81 28,05 29,64 28,69 29,73 5,83 8,29 9,60 40,52 39,19 37,31 Rodocrosite 2,07 2,31 2,48 1,99 2,23 2,31 2,30 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 1,07 Siderite 19,22 19,83 19,30 19,85 19,07 19,39 18,72 0,17 0,08 0,17 0,13 0,19 12,64 Amphibole Itabirites Carbonate-silicate Rocks ID 13_C2_Cb 3 17_C2_Cb 2 17_C2_Cb 3 17_C1_Cb 4 17_C1_Cb 5 13_C2_Cb 1 13_C2_Cb 2 34_C1_Cb 1 34_C1_Cb 2 34_C2_Cb 5 34_C2_Cb 6 34_C2_Cb 7 34_C2_Cb 8 SiO 2 0,01 0,04 0,91 2,21 0,05 0,08 0,08 0,02 0,03 0,04 0,08 0,13 0,04 Al 2O 3 0,03 0,02 0,28 0,03 0,00 0,03 0,02 0,03 0,02 0,02 0,00 0,10 0,03 CaO 31,37 30,81 27,45 27,08 31,56 31,32 31,66 33,55 33,25 33,20 33,24 30,88 27,87 MgO 18,13 17,83 23,72 23,17 14,60 14,87 16,03 21,83 21,34 20,79 21,27 21,77 19,99 MnO 0,57 0,63 4,03 3,91 1,40 1,67 0,91 0,60 0,64 0,55 0,87 0,55 0,47 FeO 8,82 8,81 1,87 1,96 13,86 13,75 12,52 4,38 4,40 4,88 4,73 3,91 3,97 TiO 2 0,00 0,00 0,12 0,00 0,00 0,00 0,00 0,13 0,00 0,06 0,13 0,21 0,00 Na 2O 0,03 0,03 0,01 0,01 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 K 2O 0,01 0,02 0,11 0,03 0,00 0,00 0,03 0,00 0,02 0,00 0,02 0,01 0,00 Cr 2O 3 0,00 0,00 0,11 0,03 0,01 0,00 0,00 0,02 0,00 0,00 0,00 0,00 0,04 CO Total 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 Mineral carbonate 2 Mafic Schists carbonate 1 Calcite 49,07 48,91 42,17 42,35 49,47 48,90 49,13 47,12 49,48 49,72 50,03 49,45 47,76 Magnesite 39,45 39,38 50,69 50,43 31,84 32,30 34,60 47,02 44,79 44,39 43,58 44,03 46,84 Rodocrosite 0,71 0,79 4,90 4,83 1,73 2,06 1,11 0,62 0,69 0,76 0,65 1,02 0,68 Siderite 10,76 10,92 2,24 2,39 16,95 16,75 15,16 5,24 5,04 5,13 5,73 5,50 4,72 Carbonate-silicate Rocks ID 35_C1_Cb 1 35_C2_Cb 2 35_C2_Cb 3 35_C4_Cb 4 35_C4_Cb 5 35_C4_Cb 6 16_C3_Cb 1 16_C3_Cb 2 16_C3_Cb 3 16_C2_Cb 4 16_C2_Cb 5 16_C1_Cb 6 34_C2_Cb 3 34_C2_Cb 4 32_C1_Cb 1 SiO 2 0,02 0,04 0,00 0,01 0,02 0,06 0,02 2,27 0,03 0,00 0,06 0,03 0,22 0,15 0,04 Al 2O 3 0,01 0,00 0,00 0,00 0,04 0,01 0,00 0,02 0,01 0,01 0,04 0,00 0,02 0,02 0,03 CaO 32,61 57,46 58,60 31,52 31,90 32,27 29,43 27,95 29,43 30,21 29,65 30,43 62,07 62,88 32,86 MgO 18,45 2,67 2,20 19,10 18,58 18,44 12,57 12,90 12,42 12,21 12,57 16,17 0,31 0,22 18,80 MnO 0,61 0,58 0,68 0,38 0,52 0,46 3,80 3,57 3,76 1,56 3,59 1,36 0,15 0,22 0,32 FeO 7,13 1,79 1,55 7,09 7,39 7,41 14,96 15,08 14,31 16,79 14,35 11,34 0,05 0,15 7,71 TiO 2 0,00 0,14 0,01 0,00 0,13 0,14 0,20 0,07 0,16 0,08 0,12 0,00 0,00 0,17 0,00 Na 2O 0,06 0,02 0,01 0,03 0,00 0,03 0,00 0,04 0,00 0,00 0,02 0,00 0,00 0,02 0,10 K 2O 0,02 0,00 0,00 0,02 0,00 0,00 0,02 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,02 0,01 0,02 Cr 2O 3 0,06 0,07 0,00 0,11 0,00 0,00 0,02 0,00 0,10 0,05 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 CO Total 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 Mineral carbonate 2 Calcite 50,70 91,17 92,42 49,31 49,90 50,37 47,78 46,20 48,37 49,10 48,46 48,43 99,06 99,06 50,33 Magnesite 39,91 5,89 4,82 41,57 40,44 40,04 28,39 29,67 28,40 27,60 28,60 35,79 0,69 0,48 40,06 Rodocrosite 0,74 0,72 0,85 0,47 0,64 0,57 4,88 4,67 4,88 2,00 4,64 1,71 0,19 0,27 0,39 Siderite 8,65 2,22 1,91 8,66 9,03 9,03 18,96 19,46 18,35 21,30 18,31 14,08 0,06 0,19 9,22

113 113 APÊNDICE F CHEMICAL ANALYSIS OF PLAGIOCLASES BY JXA-8230 SUPERPROBE ELECTRON PROBE MICROANALYZER (EPMA). Mafic Schists ID 004_09_C3_Pl 1 004_09_C3_Pl 2 004_09_C3_Pl 3 004_09_C3_Pl 3 SiO 2 61,719 62,078 61,043 61,543 Al 2 O 3 22,397 23,096 22,837 22,548 CaO 4,428 4,658 4,388 4,537 MgO 0,000 0,000 0,149 0,036 MnO 0,039 0,000 0,000 0,000 FeO 0,056 0,118 0,203 0,126 TiO 2 0,030 0,000 0,000 0,211 Na 2 O 9,321 8,969 8,695 9,344 K 2 O 0,061 0,055 0,085 0,048 Cr 2 O 3 0,037 0,000 0,000 0,027 Total 99, ,001 99, ,001 Standard oxides for base of 8 Oxygen Si 2,792 1,396 2,780 2,783 Al 1,194 0,796 1,226 1,202 Ca 0,215 0,215 0,214 0,220 Mg 0,000 0,000 0,001 0,001 Mn 0,000 0,000 0,000 0,000 Fe2 0,000 0,000 0,000 0,000 Fe3 0,000 0,000 0,000 0,000 Ti 0,000 0,003 0,768 0,000 Na 0,818 1,635 0,005 0,819 K 0,004 0,007 0,014 0,003 Cr 0,000 0,000 0,000 0,000 Total 5,000 5,000 5,000 5,000 Mineral oligoclase Members Na % 20,723 22,230 21,697 21,697 Ab % 78,938 77,458 77,802 77,802 Or % 0,340 0,313 0,500 0,500 Si+Ti+Al+Fe3 3,986 2,195 4,774 3,985

114 114 APÊNDICE G CHEMICAL ANALYSIS OF EPIDOTE BY JXA-8230 SUPERPROBE ELECTRON PROBE MICROANALYZER (EPMA). Carbonate-silicate Rocks ID 35_C1_Ep 1 35_C1_Ep 2 35_C3_Ep 3 35_C3_Ep 4 35_C3_Ep 5 35_C4_Ep 6 35_C4_Ep 7 35_C4_Ep 8 35_C4_Ep 9 35_C4_Ep 10 35_C4_Ep 11 35_C4_Ep 12 35_C4_Ep 13 35_C4_Ep 14 SiO2 38,371 38,633 38,538 38,364 38,767 38,053 38,241 38,289 38,256 38,475 38,458 38,610 37,901 38,137 TiO2 0,000 0,000 0,177 0,129 0,000 0,057 0,000 0,000 0,000 0,072 0,000 0,000 0,122 0,324 Al2O3 24,899 25,971 24,966 24,997 25,063 24,932 24,785 24,729 24,749 24,869 24,842 24,674 24,940 25,455 FeO 8,668 7,731 8,836 8,976 8,671 9,249 8,569 9,156 9,030 9,086 9,465 9,562 8,858 8,692 MnO 0,065 0,037 0,066 0,070 0,181 0,104 0,094 0,141 0,070 0,049 0,153 0,069 0,144 0,114 MgO 0,096 0,081 0,052 0,031 0,053 0,076 0,045 0,049 0,105 0,093 0,031 0,072 0,083 0,108 CaO 23,127 22,879 22,966 22,830 22,940 22,870 22,515 22,583 22,691 22,644 22,719 22,264 22,900 22,658 Na2O 0,000 0,000 0,009 0,000 0,050 0,000 0,041 0,000 0,021 0,000 0,000 0,023 0,014 0,000 K2O 0,008 0,000 0,025 0,017 0,008 0,021 0,000 0,000 0,014 0,018 0,008 0,020 0,004 0,000 (OH) 4,750 4,579 4,318 4,451 4,178 4,499 5,471 4,947 4,883 4,661 4,128 4,601 4,958 4,490 Standard oxides for base of 12,5 Oxygen Si 3,063 3,065 3,062 3,055 3,075 3,038 3,077 3,065 3,062 3,066 3,057 3,076 3,037 3,033 Al 2,342 2,429 2,338 2,346 2,343 2,346 2,350 2,333 2,335 2,335 2,328 2,317 2,355 2,386 Fe+3 0,579 0,513 0,587 0,598 0,575 0,617 0,577 0,613 0,605 0,605 0,629 0,637 0,594 0,578 Mn 0,004 0,002 0,004 0,005 0,012 0,007 0,006 0,010 0,005 0,003 0,010 0,005 0,010 0,008 Mg 0,011 0,010 0,006 0,004 0,006 0,009 0,005 0,006 0,013 0,011 0,004 0,009 0,010 0,013 Ca 1,978 1,945 1,955 1,948 1,950 1,956 1,941 1,937 1,946 1,933 1,935 1,901 1,966 1,930 Na 0,000 0,000 0,001 0,000 0,008 0,000 0,006 0,000 0,003 0,000 0,000 0,004 0,002 0,000 K 0,001 0,000 0,003 0,002 0,001 0,002 0,000 0,000 0,001 0,002 0,001 0,002 0,000 0,000 H 1,000 1,000 1,000 1,000 1,000 1,000 1,000 1,000 1,000 1,000 1,000 1,000 1,000 1,000

115 115 APÊNDICE H CHEMICAL ANALYSIS OF MAGNETITE1 (CORE) IN QUARTZ ITABIRITES BY LASER ABLATION INDUCTIVELY COUPLED MASS SPECTROMETRY (LA-ICPMS). Point Sr88 Ba137 Zr90 Nb93 U238 Th232 Pb208 Y89 Co59 Ni60 Cu63 La139 Ce140 Pr141 Nd146 Sm147 Eu153 Gd157 Tb159 Dy163 Ho165 Er166 Tm169 Yb172 Lu ,160 0,900 8,880 1,790 0,700 0,200 1,580 2,780 2,740 5,935 1,075 0,234 0,093 0,086 0,565 0,780 0,165 0,610 0,075 0,270 0,097 0,230 0,071 1,010 0, ,170 4,350 0,220 0,200 0,930 0,220 2,890 2,430 4,640 15,370 4,070 0,540 0,145 0,233 0,670 0,635 0,430 0,580 0,101 0,430 0,145 0,290 0,104 0,730 0, ,050 3,630 0,255 3,180 1,870 0,320 5,470 3,230 4,840 20,280 1,325 0,560 0,295 0,213 2,120 0,450 0,225 1,550 0,094 0,880 0,086 0,500 0,056 0,480 0, ,210 3,870 0,200 1,660 0,980 0,134 2,420 2,380 3,780 7,555 1,315 0,640 0,352 0,099 0,545 0,620 0,180 0,630 0,108 0,420 0,107 0,320 0,091 0,410 0, ,165 1,225 0,135 0,108 0,370 0,111 0,305 0,680 3,840 7,510 1,260 0,282 0,097 0,091 0,750 0,650 0,175 0,415 0,212 0,430 0,112 0,295 0,068 0,435 0, ,660 1,545 0,280 0,155 1,930 0,165 3,010 3,060 4,320 20,030 1,575 0,570 0,160 0,090 2,020 0,760 0,235 0,690 0,294 0,550 0,116 0,365 0,136 0,580 0, ,145 1,070 9,660 0,292 0,340 0,104 0,450 0,500 3,950 7,505 1,310 0,130 0,119 0,076 0,600 0,455 0,175 0,370 0,095 0,380 0,160 0,310 0,078 0,515 0, ,360 1,020 0,225 0,180 0,190 0,118 0,900 1,030 2,650 7,750 1,370 0,106 0,094 0,096 0,605 1,590 0,175 0,440 0,185 0,380 0,092 0,350 0,088 0,425 0, ,215 3,770 13,160 0,204 1,510 0,155 1,420 2,950 4,440 7,840 2,850 0,520 0,290 0,116 1,990 0,880 0,185 1,250 0,107 0,355 0,093 0,300 0,084 0,465 0, ,400 3,290 1,440 0,179 0,890 0,155 3,050 2,000 4,530 18,880 3,340 0,333 0,214 0,114 0,510 0,585 0,180 0,355 0,075 0,390 0,100 0,235 0,067 0,420 0, ,820 5,480 1,440 0,233 1,430 0,160 4,580 5,120 3,470 20,220 3,430 0,750 0,329 0,362 0,660 0,535 0,690 0,430 0,073 0,485 0,076 0,560 0,136 0,660 0, ,660 2,780 0,460 0,140 0,460 0,160 1,350 1,910 4,560 7,315 3,550 0,410 0,086 0,191 0,675 0,500 0,170 0,510 0,170 0,345 0,101 0,235 0,086 0,550 0, ,390 0,770 0,225 0,127 0,160 0,112 1,630 2,060 5,040 7,450 2,950 0,460 0,274 0,237 0,535 0,695 0,190 0,620 0,071 0,455 0,105 0,440 0,066 0,470 0, ,890 4,660 0,780 0,145 0,470 0,086 1,840 3,380 4,300 18,990 1,210 0,660 0,710 0,382 1,280 1,380 0,350 0,605 0,086 0,420 0,106 0,620 0,077 0,425 0, ,160 4,090 0,340 0,210 1,050 0,165 4,400 4,120 5,140 25,540 4,890 1,090 1,030 0,450 0,620 0,865 0,155 0,660 0,268 1,160 0,300 0,350 0,081 1,000 0, ,160 2,860 0,470 0,116 0,150 0,175 0,640 0,560 4,670 7,965 3,030 0,214 0,096 0,068 0,480 1,500 0,860 0,580 0,118 0,230 0,117 0,275 0,062 0,510 0, ,460 2,800 0,175 0,175 0,520 0,270 2,540 0,580 3,800 9,380 4,770 0,084 0,140 0,076 0,905 0,625 0,250 0,685 0,096 0,295 0,088 0,220 0,170 0,365 0, ,900 7,830 1,050 0,160 1,330 0,155 5,870 4,320 4,210 9,670 8,980 0,680 0,840 0,350 1,800 1,730 0,205 0,795 0,096 0,385 0,115 0,455 0,125 0,615 0, ,540 2,410 0,200 0,234 0,165 0,106 1,320 1,800 2,890 8,865 3,870 0,390 0,280 0,181 0,570 0,950 0,165 0,385 0,044 0,475 0,074 0,305 0,089 0,445 0, ,710 3,510 9,810 2,570 1,350 0,420 6,030 3,290 3,620 8,690 2,910 0,600 0,720 0,244 0,645 0,720 0,180 0,615 0,083 0,480 0,186 0,590 0,200 0,415 0, ,070 1,720 4,510 0,140 0,850 0,310 3,270 2,510 5,260 8,255 1,075 0,110 0,260 0,183 0,545 0,625 0,085 0,395 0,073 0,830 0,067 0,550 0,075 0,555 0, ,730 3,270 1,410 0,322 1,140 0,220 4,540 4,060 3,670 31,180 5,070 0,690 0,130 0,234 1,680 0,590 0,235 0,840 0,083 0,395 0,101 0,315 0,094 0,710 0, ,165 0,720 0,310 0,094 0,098 0,106 0,265 0,420 3,980 8,890 1,180 0,279 0,130 0,134 0,890 0,730 0,210 0,435 0,043 0,330 0,136 0,230 0,120 0,450 0, ,730 2,420 1,500 0,155 0,600 0,260 3,200 4,410 3,760 9,265 3,560 0,530 0,384 0,120 2,620 1,040 0,390 1,470 0,098 1,240 0,076 0,520 0,107 0,525 0, ,245 4,800 3,980 4,170 0,500 0,370 4,320 3,390 2,680 9,605 1,325 0,580 0,079 0,353 0,580 0,885 0,205 0,480 0,099 0,495 0,115 0,570 0,121 0,530 0, ,740 5,110 5,390 0,155 1,060 0,155 5,660 7,560 4,960 35,870 7,020 0,540 0,480 0,209 1,810 0,565 0,215 0,780 0,085 0,520 0,229 0,720 0,200 0,440 0, ,160 1,110 0,305 0,150 0,130 0,124 0,350 0,145 3,600 8,925 1,045 0,169 0,090 0,070 0,475 0,625 0,155 0,710 0,041 0,350 0,091 0,350 0,085 0,405 0, ,190 0,875 4,960 0,155 0,140 0,145 6,660 0,380 3,100 9,185 3,120 0,127 0,197 0,101 0,440 0,725 0,280 0,545 0,107 0,460 0,134 0,275 0,170 0,830 0, ,400 1,390 9,380 0,550 0,720 0,470 9,020 3,020 3,110 9,250 2,270 0,260 0,300 0,167 0,575 0,710 0,115 0,450 0,102 0,310 0,083 0,265 0,210 0,970 0, ,640 1,145 2,010 0,130 2,740 0,165 7,580 2,800 4,070 9,575 3,470 0,600 0,470 0,280 0,690 1,290 0,195 0,620 0,104 0,510 0,129 0,365 0,150 0,505 0, ,175 0,900 0,490 0,160 0,140 0,082 0,850 1,060 3,820 9,145 3,220 0,117 0,364 0,103 0,450 0,780 0,310 0,655 0,043 0,305 0,081 0,260 0,103 0,420 0, ,490 2,580 0,205 0,130 0,125 0,210 1,230 1,850 3,430 8,465 3,170 0,430 0,114 0,066 0,910 0,500 0,160 0,620 0,081 0,300 0,168 0,315 0,077 0,310 0, ,350 3,730 1,060 0,710 0,375 0,435 1,680 3,460 6,470 32,730 8,780 0,980 0,335 0,225 3,090 2,180 0,410 2,135 0,280 1,610 0,235 1,140 0,335 1,635 0, ,215 1,165 0,270 0,300 0,065 0,122 0,290 0,136 3,760 10,125 1,280 0,116 0,133 0,116 0,695 0,745 0,140 0,630 0,089 0,430 0,099 0,275 0,100 0,445 0, ,680 2,835 3,140 3,680 0,530 0,470 6,230 2,280 6,230 35,910 11,680 0,505 0,425 0,395 2,020 2,705 0,715 2,650 0,320 2,145 0,430 1,155 0,300 1,480 0, ,930 4,310 0,265 0,135 0,570 0,120 2,720 1,270 4,820 8,440 2,020 0,400 0,190 0,300 0,430 0,770 0,210 0,470 0,126 0,265 0,123 0,930 0,120 0,435 0, ,185 1,015 0,235 0,112 0,100 0,250 1,050 1,580 4,430 9,785 2,550 0,125 0,150 0,107 0,405 1,065 0,150 0,355 0,094 0,340 0,192 0,220 0,117 0,470 0, ,190 6,370 0,840 0,280 0,820 0,400 3,840 4,030 3,450 10,405 5,700 0,770 0,120 0,254 1,230 0,715 0,200 0,680 0,076 0,770 0,100 0,325 0,105 0,590 0, ,220 0,875 0,225 0,155 0,230 0,145 0,345 0,236 9,680 10,895 1,365 0,128 0,160 0,095 0,830 0,530 0,160 0,620 0,062 0,315 0,095 0,290 0,064 0,700 0, ,820 9,380 0,200 0,105 0,500 0,180 7,400 15,330 12,030 29,740 42,930 1,100 4,280 0,360 2,760 0,720 0,430 0,470 0,270 1,370 0,510 1,010 0,260 0,780 0, ,195 0,845 0,345 0,114 0,155 0,340 0,325 0,127 12,200 11,840 1,265 0,114 0,097 0,122 0,800 0,760 0,130 0,525 0,097 0,370 0,082 0,230 0,110 0,450 0, ,155 0,730 0,210 0,173 0,130 0,155 0,750 0,085 9,830 10,580 1,430 0,090 0,093 0,101 0,660 0,800 0,200 0,695 0,087 0,490 0,103 0,370 0,092 0,515 0, ,190 2,380 0,245 0,099 0,210 0,155 2,630 0,320 13,140 12,420 4,560 0,093 0,244 0,088 0,620 1,155 0,190 0,690 0,115 0,400 0,068 0,590 0,084 0,595 0,170

116 116 APÊNDICE I CHEMICAL ANALYSIS OF MAGNETITE1 (EDGE) IN QUARTZ ITABIRITES BY LASER ABLATION INDUCTIVELY COUPLED MASS SPECTROMETRY (LA-ICPMS). Point Sr88 Ba137 Zr90 Nb93 U238 Th232 Pb208 Y89 Co59 Ni60 Cu63 La139 Ce140 Pr141 Nd146 Sm147 Eu153 Gd157 Tb159 Dy163 Ho165 Er166 Tm169 Yb172 Lu ,550 3,860 0,230 0,120 0,195 0,160 1,750 1,350 4,620 7,485 1,220 0,351 0,081 0,099 0,715 0,620 0,190 0,735 0,108 0,460 0,089 0,335 0,180 0,335 0, ,180 3,200 0,245 0,205 0,240 0,200 1,490 1,740 4,990 9,305 3,010 0,490 0,660 0,229 0,460 0,710 0,200 0,570 0,080 0,470 0,120 0,365 0,056 0,960 0, ,380 7,530 4,730 0,140 1,730 0,270 6,390 4,820 3,820 9,070 4,690 1,110 0,960 0,348 0,650 1,290 0,490 0,610 0,232 0,890 0,107 0,345 0,086 1,180 0, ,200 1,050 0,760 0,112 0,135 0,150 7,380 0,145 3,350 8,430 5,750 0,321 0,099 0,079 0,640 0,745 0,230 0,660 0,099 0,360 0,079 0,270 0,070 0,625 0, ,180 4,310 5,510 2,360 0,740 0,510 6,390 7,080 3,580 31,020 4,370 0,840 0,404 0,145 0,560 0,540 0,160 1,500 0,220 1,310 0,238 0,275 0,190 0,980 0, ,530 2,250 0,720 0,091 0,810 0,330 3,500 2,500 3,380 10,110 4,040 0,620 0,840 0,089 0,490 0,895 0,180 0,840 0,088 0,365 0,097 0,200 0,135 0,500 0, ,680 3,930 0,310 0,145 0,155 0,155 1,390 1,670 3,760 9,670 1,285 0,242 0,109 0,102 1,200 0,840 0,175 0,665 0,072 0,680 0,117 0,275 0,114 0,705 0, ,430 1,230 0,125 0,170 0,105 0,170 0,960 0,540 4,750 10,140 2,810 0,088 0,089 0,186 0,595 0,695 0,210 0,665 0,077 0,455 0,093 0,275 0,090 0,605 0, ,840 5,630 0,990 1,230 0,750 0,170 2,510 4,390 4,850 9,885 4,780 0,700 0,120 0,270 1,260 1,150 0,190 1,180 0,061 0,340 0,089 0,580 0,109 0,655 0, ,370 1,025 0,220 0,266 0,250 0,098 0,290 1,040 4,240 9,250 1,105 0,123 0,082 0,114 0,705 0,775 0,235 0,650 0,072 0,580 0,108 0,255 0,107 0,560 0, ,680 1,760 0,340 0,310 0,310 0,170 0,485 1,490 3,200 14,775 7,590 0,190 0,165 0,135 0,655 0,840 0,410 1,040 0,123 0,530 0,069 0,505 0,300 0,685 0, ,210 7,160 0,820 0,145 0,580 0,135 4,720 4,690 4,230 9,750 7,470 0,610 0,120 0,340 0,560 0,670 0,320 0,730 0,051 1,140 0,109 0,500 0,220 0,980 0, ,240 1,100 0,315 0,240 0,135 0,195 1,990 0,105 12,070 12,495 1,635 0,098 0,185 0,141 0,745 0,675 0,225 0,500 0,129 0,820 0,155 0,370 0,120 0,940 0, ,200 1,085 0,255 0,165 0,130 0,160 0,310 0,135 10,530 11,560 1,355 0,078 0,260 0,129 0,685 0,680 0,140 0,830 0,065 0,210 0,099 0,265 0,101 0,870 0, ,150 1,355 0,215 0,123 0,160 0,110 0,350 0,135 11,410 12,025 1,440 0,127 0,124 0,092 0,640 0,620 0,140 0,555 0,108 0,350 0,112 0,245 0,092 0,800 0, ,245 2,700 0,245 0,165 0,150 0,180 3,720 2,630 11,060 11,410 13,480 0,145 0,480 0,106 0,495 0,910 0,410 1,500 0,135 0,375 0,095 0,510 0,085 0,670 0, ,175 1,255 0,520 0,119 0,135 0,140 0,500 0,202 12,300 11,230 1,380 0,164 0,125 0,097 0,890 0,605 0,110 0,605 0,068 0,370 0,079 0,220 0,100 0,830 0, ,390 0,935 0,235 0,175 0,155 0,105 0,980 0,145 12,920 11,060 8,100 0,155 0,116 0,116 0,600 0,735 0,290 0,670 0,107 0,515 0,104 0,290 0,080 0,535 0, ,240 1,045 0,430 0,106 0,145 0,165 2,880 0,700 12,090 11,555 6,410 0,061 0,101 0,090 0,705 0,380 0,195 0,690 0,083 0,380 0,120 0,305 0,114 0,320 0, ,240 0,685 0,245 0,175 0,170 0,125 0,940 0,460 11,130 11,820 1,340 0,124 0,128 0,081 0,665 0,660 0,240 0,490 0,123 0,670 0,076 0,240 0,060 0,480 0, ,220 0,815 0,285 0,160 0,135 0,089 1,320 0,500 10,440 10,710 4,610 0,120 0,084 0,091 0,535 0,700 0,227 0,605 0,097 0,290 0,078 0,265 0,105 0,990 0, ,280 0,890 0,760 0,335 0,300 0,115 5,870 2,830 9,880 9,830 13,260 0,098 0,320 0,069 0,495 0,515 0,190 0,525 0,084 0,460 0,090 0,225 0,200 0,360 0, ,170 0,705 0,300 0,128 0,135 0,135 0,320 0,060 10,580 22,450 3,370 0,092 0,072 0,087 0,465 0,650 0,101 0,385 0,087 0,270 0,066 0,260 0,084 0,445 0,050 APÊNDICE J CHEMICAL ANALYSIS OF MAGNETITE2 (EDGE) IN QUARTZ ITABIRITES BY LASER ABLATION INDUCTIVELY COUPLED MASS SPECTROMETRY (LA-ICPMS). Point Sr88 Ba137 Zr90 Nb93 U238 Th232 Pb208 Y89 Co59 Ni60 Cu63 La139 Ce140 Pr141 Nd146 Sm147 Eu153 Gd157 Tb159 Dy163 Ho165 Er166 Tm169 Yb172 Lu ,210 5,860 7,180 0,330 1,340 0,145 6,970 4,810 5,140 9,775 1,270 1,390 1,340 0,320 1,510 1,500 0,140 1,090 0,096 0,880 0,070 0,640 0,360 0,475 0, ,280 5,180 0,350 0,215 0,730 0,175 5,690 3,160 5,130 30,040 1,690 0,810 0,630 0,150 2,500 2,260 0,280 0,775 0,092 0,820 0,135 0,390 0,165 0,545 0, ,200 10,830 0,265 0,130 0,580 0,082 9,710 17,120 15,470 20,520 42,050 0,750 3,810 0,130 2,560 0,570 0,550 1,810 0,100 1,900 0,430 0,780 0,113 0,550 0, ,490 5,700 0,650 0,140 0,510 0,390 9,470 10,100 12,830 10,845 32,800 0,160 2,270 0,107 2,730 0,670 0,280 0,505 0,190 1,080 0,105 0,820 0,090 0,870 0, ,220 0,875 0,225 0,155 0,230 0,145 0,345 0,236 9,680 10,895 1,365 0,128 0,160 0,095 0,830 0,530 0,160 0,620 0,062 0,315 0,095 0,290 0,064 0,700 0, ,820 9,380 0,200 0,105 0,500 0,180 7,400 15,330 12,030 29,740 42,930 1,100 4,280 0,360 2,760 0,720 0,430 0,470 0,270 1,370 0,510 1,010 0,260 0,780 0,105

117 117 APÊNDICE K CHEMICAL ANALYSIS OF HEMATITE IN QUARTZ ITABIRITES BY LASER ABLATION INDUCTIVELY COUPLED MASS SPECTROMETRY (LA- ICPMS). Point Sr88 Ba137 Zr90 Nb93 U238 Th232 Pb208 Y89 Co59 Ni60 Cu63 La139 Ce140 Pr141 Nd146 Sm147 Eu153 Gd157 Tb159 Dy163 Ho165 Er166 Tm169 Yb172 Lu ,170 1,110 7,030 0,500 0,115 0,124 2,260 0,600 0,535 9,480 70,130 0,120 0,256 0,102 0,500 0,705 0,150 0,485 0,082 0,295 0,135 0,530 0,082 0,310 0, ,360 1,550 6,350 0,445 1,020 0,630 10,700 2,690 2,290 9,445 15,120 0,230 0,510 0,081 0,445 0,395 0,155 0,715 0,146 0,310 0,068 0,245 0,115 0,400 0, ,610 1,040 0,245 0,525 0,121 0,130 6,130 1,500 10,390 9,975 8,630 0,120 0,285 0,096 0,525 0,550 0,253 0,690 0,074 0,360 0,074 0,230 0,086 0,565 0, ,490 2,410 8,150 0,665 0,175 0,370 2,110 0,470 0,580 10,540 4,700 0,086 0,510 0,083 0,665 0,440 0,195 1,040 0,122 0,395 0,101 0,215 0,088 0,260 0, ,245 0,900 7,280 0,565 0,400 0,210 4,940 1,570 0,545 9,970 3,850 0,089 0,125 0,081 0,565 0,700 0,145 0,585 0,057 0,360 0,104 0,285 0,085 0,355 0, ,380 0,680 6,380 1,375 0,185 0,430 4,260 1,200 0,890 36,490 7,510 0,165 0,175 0,216 1,375 0,790 0,250 1,265 0,170 1,050 0,150 0,390 0,155 0,535 0, ,205 1,510 7,170 0,540 0,970 0,530 2,510 0,950 0,525 9,635 3,880 0,084 0,145 0,097 0,540 0,740 0,220 0,390 0,093 0,240 0,181 0,200 0,100 0,305 0, ,255 1,310 7,590 0,920 0,520 0,560 4,360 1,250 1,200 11,755 9,300 0,330 0,150 0,105 0,920 0,505 0,175 0,735 0,096 0,505 0,130 0,460 0,090 0,385 0, ,155 0,770 7,470 0,450 0,310 0,150 0,780 0,095 0,485 9,130 6,810 0,084 0,115 0,214 0,450 0,635 0,116 0,615 0,049 0,190 0,055 0,300 0,067 0,280 0, ,195 1,800 8,570 0,660 0,175 0,145 2,830 0,350 0,635 10,975 4,460 0,155 0,690 0,104 0,660 0,465 0,130 0,550 0,113 0,345 0,119 0,275 0,140 0,415 0, ,400 1,190 7,400 1,140 0,125 0,360 2,120 1,600 0,510 9,985 8,280 0,123 0,160 0,051 1,140 0,965 0,104 0,635 0,103 0,365 0,094 0,210 0,250 0,450 0, ,180 1,700 0,185 0,810 0,100 0,092 2,440 0,560 10,750 10,085 3,750 0,217 0,306 0,071 0,810 0,675 0,145 0,440 0,079 0,260 0,049 0,295 0,057 0,370 0, ,670 1,860 7,750 1,095 1,040 0,760 9,440 2,950 1,125 22,170 13,690 0,235 0,325 0,185 1,095 1,620 0,315 1,470 0,155 1,600 0,195 0,635 0,185 0,800 0, ,195 1,055 12,610 1,200 0,155 0,130 4,010 0,990 0,575 11,620 9,250 0,115 0,390 0,080 1,200 0,540 0,165 0,385 0,116 0,440 0,118 0,350 0,117 0,860 0, ,460 0,810 6,400 0,675 0,650 0,390 5,290 1,330 0,560 22,730 7,690 0,099 0,145 0,257 0,675 0,670 0,135 0,450 0,091 0,365 0,105 0,285 0,250 0,830 0, ,690 0,955 5,890 0,490 0,150 0,104 2,670 1,020 0,535 9,770 6,850 0,097 0,110 0,112 0,490 0,790 0,150 0,420 0,082 0,175 0,099 0,200 0,115 0,300 0, ,165 0,970 5,620 0,440 0,113 0,115 0,225 0,100 0,400 8,785 3,240 0,074 0,105 0,043 0,440 0,290 0,273 0,680 0,074 0,300 0,079 0,230 0,100 0,365 0, ,160 0,795 6,370 0,560 0,770 0,125 0,350 0,233 0,410 8,770 41,460 0,074 0,187 0,095 0,560 0,675 0,228 0,530 0,062 0,315 0,093 0,265 0,070 0,400 0, ,510 12,940 7,950 4,650 1,820 1,220 16,500 20,760 6,080 47,620 30,120 1,530 1,860 0,660 0,850 1,015 0,360 0,820 0,310 1,700 0,241 0,385 0,280 0,535 0, ,790 6,660 4,160 0,850 0,980 0,930 8,450 7,390 7,440 37,800 22,410 3,890 21,480 1,670 5,270 1,405 0,450 2,610 0,830 2,630 0,355 2,330 0,215 7,500 0, ,490 90,840 89,910 5,270 1,210 3,550 44,680 18,340 25,760 65, ,090 3,300 6,120 0,640 4,300 2,130 1,210 5,120 0,260 2,820 0,640 2,990 0,280 1,500 0, ,600 23,490 8,740 4,300 2,540 1,550 27,490 17,060 1,675 86,990 42,500 2,170 2,930 1,070 4,100 2,090 0,730 0,655 0,300 2,060 0,420 1,800 0,330 1,260 0, ,190 8,460 3,450 2,050 0,320 0,340 5,690 5,960 1,590 22,530 9,730 0,550 1,150 0,150 1,190 1,230 0,165 0,345 0,104 0,345 0,235 0,280 0,115 0,460 0, ,075 0,445 3,550 0,215 0,370 0,060 0,410 0,232 0,205 4,505 1,090 0,077 0,367 0,134 0,510 0,625 0,140 0,575 0,072 0,510 0,104 0,330 0,095 0,400 0, ,275 0,780 5,220 0,470 0,820 0,380 2,190 1,310 0,590 11,350 9,810 0,044 0,043 0,076 0,215 0,235 0,068 0,190 0,037 0,195 0,037 0,135 0,030 0,245 0, ,260 6,450 8,560 0,540 0,480 0,120 6,690 0,890 6,670 10,865 72,700 0,096 0,347 0,121 0,470 0,705 0,210 0,375 0,091 0,420 0,083 0,285 0,120 0,525 0, ,150 1,245 8,260 0,250 0,175 0,165 0,690 0,195 0,560 12,305 4,870 0,281 0,320 0,084 0,540 0,790 0,150 0,570 0,126 0,450 0,069 0,225 0,081 0,495 0, ,210 5,030 9,810 0,740 0,940 0,135 4,540 0,440 0,570 11,910 6,580 0,130 0,251 0,177 0,250 0,855 0,185 0,605 0,098 0,450 0,079 0,305 0,090 0,480 0, ,160 3,940 4,870 0,645 0,135 0,135 0,335 0,150 3,200 11,355 8,980 0,128 0,490 0,134 0,740 0,560 0,180 0,675 0,160 0,340 0,210 0,320 0,065 0,525 0, ,255 3,800 7,840 0,570 1,880 1,060 3,190 0,790 0,635 11,390 1,360 0,111 0,106 0,104 0,645 0,365 0,205 0,550 0,103 0,270 0,107 0,210 0,130 0,265 0, ,195 0,860 5,300 0,850 0,480 0,590 2,680 0,650 0,480 10,300 10,290 0,114 0,600 0,098 0,570 0,710 0,220 0,465 0,115 0,430 0,120 0,235 0,085 0,515 0, ,200 1,015 4,410 0,870 1,170 0,690 2,620 0,480 0,580 10,960 2,960 0,190 0,333 0,102 0,725 0,700 0,235 0,915 0,150 0,605 0,114 0,335 0,145 0,615 0, ,710 0,740 4,120 1,050 0,260 0,155 1,570 0,430 0,505 9,225 5,860 0,280 0,150 0,096 0,575 0,710 0,260 0,825 0,155 0,475 0,126 0,355 0,102 0,320 0, ,400 4,060 4,420 1,380 3,420 2,170 4,490 1,340 0,490 9,895 1,170 0,130 0,850 0,128 0,715 0,560 0,165 1,270 0,123 0,565 0,135 0,465 0,087 0,385 0, ,220 1,545 0,150 0,945 0,108 0,155 0,380 0,062 2,380 12,485 1,435 0,530 0,860 0,098 1,380 0,460 0,205 0,550 0,079 0,315 0,099 0,230 0,079 0,410 0, ,580 3,950 6,850 1,690 0,600 0,440 5,860 4,820 1,160 9,640 7,680 0,680 0,600 0,214 1,690 0,510 0,200 0,405 0,084 0,305 0,205 0,305 0,075 0,465 0, ,280 11,300 3,100 2,580 0,285 0,255 6,610 4,850 4,620 15,740 13,420 1,19 1,57 0,155 0,865 1,340 0,470 0,680 0,140 0,415 0,330 0,515 0,150 0,895 0, ,530 6,040 0,660 0,180 0,170 0,180 3,950 3,260 3,640 12,475 3,630 0,78 0,165 0,170 0,880 0,880 0,530 0,650 0,088 0,570 0,173 0,345 0,128 0,760 0, ,190 0,935 0,260 0,160 0,200 0,110 0,760 0,093 4,330 9,070 1,055 0,0565 0,14 0,099 0,640 0,825 0,155 0,540 0,075 0,315 0,089 0,320 0,065 0,520 0, ,540 2,070 0,490 0,112 0,140 0,110 8,200 0,125 4,550 10,100 1,295 0,21 0,209 0,120 0,460 0,680 0,390 0,950 0,097 0,280 0,068 0,365 0,080 0,505 0, ,350 1,200 0,660 0,165 0,155 0,150 0,880 0,107 2,430 10,295 1,350 0,12 0,42 0,145 0,405 0,505 0,145 0,610 0,111 0,225 0,116 0,350 0,094 0,510 0, ,215 9,630 19,140 0,400 0,490 0,119 0,420 1,770 0,615 10,070 1,345 3,18 7,84 1,070 3,660 0,685 0,205 0,625 0,108 0,680 0,113 0,700 0,118 0,525 0,124

118 118 APÊNDICE L CHEMICAL ANALYSIS OF MAGNETITE1 (CORE) IN AMPHIBOLE ITABIRITES BY LASER ABLATION INDUCTIVELY COUPLED MASS SPECTROMETRY (LA-ICPMS). Point Sr88 Ba137 Zr90 Nb93 U238 Th232 Pb208 Y89 Co59 Ni60 Cu63 La139 Ce140 Pr141 Nd146 Sm147 Eu153 Gd157 Tb159 Dy163 Ho165 Er166 Tm169 Yb172 Lu ,175 0,885 0,380 0,215 0,140 0,220 0,370 0,165 2,060 18,760 1,360 0,146 0,108 0,066 0,550 0,650 0,120 0,695 0,081 0,520 0,091 0,245 0,114 0,480 0, ,175 1,200 16,020 0,390 0,610 0,093 0,730 1,350 1,700 7,600 1,285 0,490 1,030 0,103 0,495 0,710 0,150 0,550 0,085 0,395 0,125 0,205 0,102 0,590 0, ,235 1,205 0,265 5,720 0,135 0,103 1,040 0,150 2,210 8,310 1,490 0,124 0,123 0,150 1,340 0,635 0,215 0,720 0,066 0,410 0,060 0,355 0,118 0,670 0, ,250 1,170 0,190 9,400 0,140 0,135 0,380 0,344 1,590 8,225 1,495 0,106 0,135 0,110 0,485 0,795 0,205 0,585 0,064 0,345 0,100 0,345 0,081 0,530 0, ,185 0,815 0,450 0,208 0,125 0,320 0,760 0,097 2,030 8,130 1,335 0,097 0,102 0,102 0,675 0,490 0,160 0,690 0,100 0,440 0,087 0,500 0,135 0,545 0, ,205 0,965 0,155 0,088 0,113 0,100 0,240 0,134 2,540 7,045 1,140 0,081 0,092 0,080 0,640 0,500 0,110 0,920 0,053 0,405 0,067 0,280 0,084 0,580 0, ,280 1,140 61,950 0,145 0,770 0,155 0,830 6,340 2,650 9,170 1,490 0,140 0,680 0,089 0,705 0,785 0,190 0,745 0,086 0,445 0,210 0,960 0,095 0,585 0, ,570 1,160 0,250 0,730 0,920 0,190 1,750 1,550 0,620 9,940 1,510 0,270 0,320 0,114 1,300 0,650 0,205 0,865 0,108 0,510 0,140 0,385 0,105 0,645 0, ,185 2,630 24,500 0,420 0,410 0,120 2,510 9,240 2, ,990 1,475 0,480 0,640 0,115 0,725 0,585 0,210 0,860 0,120 0,675 0,096 0,325 0,230 1,610 0, ,450 2,640 0,275 0,430 0,330 0,132 1,050 1,650 3,030 8,660 1,430 0,260 0,400 0,080 0,635 0,460 0,145 0,780 0,084 0,520 0,123 0,335 0,098 0,380 0, ,290 0,980 0,305 0,145 0,140 0,105 0,385 0,119 1,480 9,715 1,170 0,106 0,165 0,104 0,405 0,665 0,160 0,690 0,111 0,480 0,105 0,220 0,130 0,340 0, ,225 0,920 0,285 0,170 0,140 0,090 0,425 0,095 2,250 10,510 1,490 0,180 0,130 0,140 0,720 0,715 0,210 0,845 0,126 0,525 0,080 0,435 0,096 0,490 0, ,235 1,145 0,240 0,190 0,145 0,170 0,410 0,580 1,960 11,955 1,545 0,180 0,550 0,121 1,020 0,760 0,265 0,750 0,093 0,660 0,114 0,610 0,110 0,650 0, ,270 1,570 0,220 0,150 0,150 0,155 1,090 0,155 2,650 12,630 1,575 0,185 0,150 0,180 0,785 0,400 0,145 0,795 0,094 0,440 0,121 0,620 0,118 0,645 0, ,210 3,370 0,360 0,140 0,115 0,145 0,580 0,125 1,850 11,300 1,420 0,150 0,286 0,129 0,845 0,605 0,260 0,655 0,105 0,425 0,092 0,345 0,130 0,590 0, ,370 1,360 0,390 0,145 0,155 0,155 0,390 0,135 1,640 12,330 1,405 0,140 0,115 0,140 0,595 1,070 0,180 0,565 0,135 0,570 0,109 0,445 0,180 0,320 0,125 APÊNDICE M CHEMICAL ANALYSIS OF MAGNETITE1 (EDGE) IN AMPHIBOLE ITABIRITES BY LASER ABLATION INDUCTIVELY COUPLED MASS SPECTROMETRY (LA-ICPMS). Point Sr88 Ba137 Zr90 Nb93 U238 Th232 Pb208 Y89 Co59 Ni60 Cu63 La139 Ce140 Pr141 Nd146 Sm147 Eu153 Gd157 Tb159 Dy163 Ho165 Er166 Tm169 Yb172 Lu ,190 0,840 0,315 0,109 0,160 0,135 0,350 0,183 2,250 8,310 1,340 0,108 0,227 0,091 0,730 0,255 0,175 0,550 0,092 0,350 0,117 0,190 0,052 0,420 0, ,160 1,260 0,265 0,239 0,103 0,300 0,280 0,173 1,690 17,380 1,210 0,119 0,105 0,138 0,500 0,405 0,150 0,465 0,090 0,300 0,077 0,250 0,068 0,470 0, ,170 1,165 0,410 0,150 0,240 0,145 1,210 0,210 2,630 31,890 4,990 0,175 0,370 0,094 0,735 0,635 0,145 0,800 0,092 0,605 0,112 0,340 0,104 0,670 0, ,155 0,985 0,180 0,111 0,135 0,160 0,780 0,261 1,410 7,905 1,265 0,136 0,080 0,103 0,735 0,700 0,185 0,775 0,060 0,230 0,094 0,200 0,090 0,410 0, ,085 0,380 0,320 0,061 0,190 0,036 0,135 0,055 3,340 3,725 1,290 0,049 0,046 0,038 0,195 0,295 0,160 0,840 0,033 0,185 0,035 0,135 0,040 0,140 0, ,175 0,920 0,300 0,185 0,340 0,111 0,380 0,197 2,140 9,485 1,300 0,135 0,140 0,167 0,635 0,840 0,180 0,480 0,080 0,485 0,081 0,235 0,112 0,310 0, ,255 3,100 0,350 0,110 0,170 0,210 0,450 0,300 3,000 13,510 1,595 0,091 0,360 0,116 0,565 0,945 0,245 1,090 0,130 0,605 0,109 0,335 0,101 0,850 0, ,215 1,115 55,230 0,185 0,460 0,180 0,680 0,970 0,655 11,990 1,470 0,131 0,136 0,126 0,960 0,805 0,140 0,665 0,155 0,505 0,087 0,395 0,140 0,585 0,100 APÊNDICE N CHEMICAL ANALYSIS OF MAGNETITE2 (CORE) IN AMPHIBOLE ITABIRITES BY LASER ABLATION INDUCTIVELY COUPLED MASS SPECTROMETRY (LA-ICPMS). Point Sr88 Ba137 Zr90 Nb93 U238 Th232 Pb208 Y89 Co59 Ni60 Cu63 La139 Ce140 Pr141 Nd146 Sm147 Eu153 Gd157 Tb159 Dy163 Ho165 Er166 Tm169 Yb172 Lu ,165 5,450 0,700 0,192 0,155 0,135 0,790 0,609 2,630 8,435 1,295 1,310 3,080 0,280 0,830 0,870 0,245 0,980 0,119 0,490 0,073 0,280 0,112 0,430 0, ,230 0,980 0,355 0,135 0,120 0,098 0,940 0,175 1,580 9,385 1,420 0,470 1,050 0,124 0,570 0,780 0,190 0,840 0,104 0,380 0,199 0,300 0,100 0,350 0, ,205 1,765 0,800 0,720 0,120 0,165 0,990 1,060 0,770 13,100 1,590 1,090 2,480 0,460 3,140 0,550 0,235 0,515 0,240 0,585 0,079 0,345 0,100 0,785 0,093

119 119 APÊNDICE O CHEMICAL ANALYSIS OF MAGNETITE2 (EDGE) IN AMPHIBOLE ITABIRITES BY LASER ABLATION INDUCTIVELY COUPLED MASS SPECTROMETRY (LA-ICPMS). Point Sr88 Ba137 Zr90 Nb93 U238 Th232 Pb208 Y89 Co59 Ni60 Cu63 La139 Ce140 Pr141 Nd146 Sm147 Eu153 Gd157 Tb159 Dy163 Ho165 Er166 Tm169 Yb172 Lu ,460 34,350 2,530 0,150 0,750 0,114 1,710 6,860 0,590 8,405 1,490 10,430 24,530 3,180 13,670 3,030 1,070 2,450 0,440 0,520 0,360 0,750 0,102 0,470 0, ,310 54,310 7,830 2,230 1,570 0,180 2,540 13,300 2,960 10,705 5,030 15,340 34,620 4,670 20,440 4,900 2,190 5,280 0,480 1,940 0,370 1,350 0,135 0,530 0, ,010 13,860 1,990 3,110 0,310 0,510 3,200 2,390 5,810 18,190 11,830 1,100 3,020 0,185 1,370 0,970 0,325 1,640 0,265 0,775 0,195 0,765 0,350 0,915 0, ,440 1,830 2,100 0,145 0,135 0,155 0,435 0,400 3,070 8,840 1,475 0,730 1,190 0,155 0,750 0,805 0,160 0,755 0,085 0,475 0,080 0,280 0,072 0,365 0, ,295 5,050 0,450 0,275 0,210 0,165 0,580 1,820 3,450 15,000 1,945 1,230 2,410 0,700 1,140 1,105 0,310 0,870 0,140 0,490 0,140 0,420 0,205 1,200 0, ,940 4,330 0,220 0,380 0,320 0,190 0,405 10,260 2,420 9,535 1,265 2,430 4,870 0,650 2,670 2,040 0,240 0,775 0,125 1,450 0,230 1,000 0,100 0,530 0, ,230 5,660 0,320 0,380 0,130 0,160 0,870 1,620 1,760 10,330 1,290 1,530 2,780 0,360 0,810 0,640 0,195 1,410 0,260 0,530 0,109 0,305 0,126 0,615 0, ,410 37,440 7,690 0,870 1,480 0,195 3,550 6,110 2,700 17,625 9,770 11,410 24,120 3,210 14,770 4,300 2,170 3,060 0,160 2,040 0,180 1,010 0,090 0,960 0, ,220 4,680 1,050 0,170 0,140 0,185 0,385 1,050 3,400 12,670 1,505 1,970 3,660 0,840 0,980 0,675 0,240 1,250 0,095 0,435 0,206 0,405 0,175 0,465 0,090 APÊNDICE P CHEMICAL ANALYSIS OF HEMATITE IN AMPHIBOLE ITABIRITES BY LASER ABLATION INDUCTIVELY COUPLED MASS SPECTROMETRY (LA-ICPMS). Point Sr88 Ba137 Zr90 Nb93 U238 Th232 Pb208 Y89 Co59 Ni60 Cu63 La139 Ce140 Pr141 Nd146 Sm147 Eu153 Gd157 Tb159 Dy163 Ho165 Er166 Tm169 Yb172 Lu ,280 1,635 1,635 1,150 0,190 0,185 0,390 0,185 0,710 12,700 1,575 0,600 0,910 0,114 0,590 1,230 0,300 0,695 0,180 0,410 0,100 0,270 0,160 0,510 0, ,245 1,045 1,045 0,725 0,110 0,155 0,395 0,175 2,950 12,130 1,555 0,113 0,118 0,129 0,945 0,490 0,185 0,740 0,109 0,575 0,098 0,255 0,088 0,580 0, ,260 1,645 1,645 0,575 0,240 0,135 0,335 0,392 0,670 11,475 1,405 0,101 0,317 0,187 0,830 0,630 0,155 0,505 0,063 0,470 0,087 0,275 0,100 0,460 0, ,285 3,250 48,940 0,715 0,650 0,180 0,415 1,370 1,480 11,365 1,580 0,105 0,360 0,161 0,870 0,735 0,066 0,555 0,069 0,260 0,076 0,335 0,091 0,385 0, ,160 1,085 0,250 0,590 0,140 0,160 0,390 0,282 1,500 10,595 1,415 0,073 0,820 0,097 1,050 0,505 0,150 0,515 0,045 0,195 0,082 0,260 0,078 0,405 0, ,590 2,220 0,920 8,600 0,330 0,101 0,275 1,270 1,310 8,065 1,230 0,730 1,430 0,077 1,370 0,560 0,205 0,680 0,101 0,385 0,054 0,330 0,083 0,345 0, ,115 0,790 0,230 0,221 0,090 0,073 0,235 0,080 0,445 7,475 1,055 0,130 0,083 0,097 0,390 0,390 0,105 0,580 0,074 0,310 0,079 0,280 0,071 0,295 0, ,180 1,010 0,245 0,131 0,120 0,098 0,250 0,090 2,020 8,595 1,020 0,383 0,108 0,094 0,680 0,635 0,160 0,475 0,089 0,330 0,134 0,185 0,097 0,405 0, ,350 1,200 0,660 0,165 0,155 0,150 0,880 0,107 2,430 10,295 1,350 0,120 0,420 0,145 0,405 0,505 0,145 0,610 0,111 0,225 0,116 0,350 0,094 0,510 0,099

120 120 APÊNDICE Q CHEMICAL ANALYSIS OF MAGNETITE1 (CORE) IN CARBONATE ITABIRITES BY LASER ABLATION INDUCTIVELY COUPLED MASS SPECTROMETRY (LA-ICPMS). Point Sr88 Ba137 Zr90 Nb93 U238 Th232 Pb208 Y89 Co59 Ni60 Cu63 La139 Ce140 Pr141 Nd146 Sm147 Eu153 Gd157 Tb159 Dy163 Ho165 Er166 Tm169 Yb172 Lu ,180 0,900 0,370 2,070 1,160 0,260 2,090 4,590 2,270 9,535 1,705 0,510 0,750 0,132 0,730 1,640 0,190 0,780 0,130 1,580 0,132 1,000 0,121 0,580 0, ,175 1,350 0,410 0,170 0,290 0,133 1,060 0,680 2,270 9,220 1,460 0,150 0,364 0,119 0,555 0,615 0,155 0,660 0,119 0,630 0,092 0,295 0,103 0,770 0, ,275 1,285 0,215 0,145 0,165 0,165 1,730 0,120 0,700 9,940 1,815 0,150 0,150 0,114 0,620 0,485 0,205 0,740 0,113 0,530 0,103 0,440 0,123 0,340 0, ,470 0,760 0,920 0,180 0,129 0,307 1,030 0,130 2,560 8,305 3,970 0,070 0,135 0,111 0,655 0,625 0,170 0,470 0,075 0,800 0,094 0,295 0,116 0,405 0, ,790 1,005 0,710 0,890 1,330 0,360 2,030 4,510 1,810 7,770 1,170 0,304 0,500 0,073 0,650 0,585 0,160 0,440 0,089 0,415 0,081 0,830 0,092 0,410 0, ,480 1,400 0,350 0,230 0,470 0,135 1,970 0,135 2,230 10,610 1,735 0,121 0,135 0,135 0,695 1,130 0,290 1,530 0,140 0,540 0,062 0,305 0,080 0,645 0, ,710 7,830 1,750 0,915 0,630 0,935 2,515 0,905 4,735 59,135 21,280 0,680 0,610 0,655 5,955 4,010 1,550 6,515 0,690 4,535 0,550 2,515 0,855 4,450 0, ,690 0,960 0,345 6,050 0,660 0,130 1,290 1,140 2,730 8,645 3,090 0,320 0,700 0,098 0,630 0,885 0,240 0,810 0,060 0,635 0,104 0,300 0,095 0,485 0, ,670 1,415 0,230 1,170 0,790 0,136 1,440 1,890 2,560 7,865 1,265 0,228 0,420 0,084 0,585 0,950 0,190 0,455 0,091 0,390 0,069 0,365 0,065 0,325 0, ,385 1,585 0,425 0,275 0,215 0,200 0,715 0,190 2,010 13,355 2,105 0,322 0,140 0,220 0,725 1,070 0,355 0,840 0,165 0,590 0,115 0,485 0,120 0,595 0, ,205 0,950 0,395 0,150 0,115 0,135 1,860 0,135 1,480 10,325 4,290 0,150 0,155 0,210 0,665 0,830 0,205 0,675 0,091 0,515 0,118 0,280 0,185 0,690 0, ,280 2,145 0,330 0,540 0,450 0,135 0,505 0,320 0,835 13,110 1,715 0,140 0,265 0,130 1,050 0,990 0,300 0,990 0,280 0,290 0,180 0,410 0,170 0,440 0, ,185 1,165 0,290 0,155 0,140 0,155 2,070 0,108 1,370 9,735 2,820 0,123 0,095 0,082 0,345 0,605 0,170 0,605 0,072 0,385 0,115 0,295 0,155 0,440 0, ,170 0,765 0,280 0,170 0,105 0,175 2,440 0,120 1,500 9,105 4,040 0,099 0,107 0,155 1,380 0,435 0,185 0,560 0,106 0,435 0,093 0,250 0,115 0,365 0, ,185 1,080 0,315 5,650 0,260 0,170 0,380 0,093 2,450 9,610 1,415 0,105 0,140 0,231 0,630 0,465 0,120 0,850 0,113 0,485 0,070 0,285 0,150 0,480 0, ,210 0,890 0,265 0,180 0,114 0,150 2,010 0,150 2,610 8,995 7,490 0,094 0,093 0,072 1,120 0,480 0,195 0,795 0,095 0,235 0,102 0,320 0,085 0,495 0,057 APÊNDICE R CHEMICAL ANALYSIS OF MAGNETITE2 (EDGE) IN CARBONATE ITABIRITES BY LASER ABLATION INDUCTIVELY COUPLED MASS SPECTROMETRY (LA-ICPMS). Point Sr88 Ba137 Zr90 Nb93 U238 Th232 Pb208 Y89 Co59 Ni60 Cu63 La139 Ce140 Pr141 Nd146 Sm147 Eu153 Gd157 Tb159 Dy163 Ho165 Er166 Tm169 Yb172 Lu ,200 1,580 0,240 0,720 0,990 0,111 1,090 2,010 1,640 10,950 1,555 0,267 0,125 0,102 0,735 0,495 0,190 0,805 0,117 0,350 0,105 0,310 0,150 0,665 0, ,315 2,070 0,380 18,000 1,180 0,160 0,870 1,840 0,950 15,825 1,935 0,280 0,470 0,175 0,955 1,195 0,550 1,265 0,270 0,685 0,200 0,560 0,175 1,080 0, ,335 1,620 0,345 0,220 0,165 0,180 0,930 0,420 1,025 16,080 1,950 0,145 0,580 0,170 1,175 0,715 0,355 1,170 0,260 0,635 0,125 0,670 0,190 0,810 0, ,020 1,140 0,400 0,175 0,145 0,120 0,380 0,230 2,440 11,595 1,495 0,101 0,110 0,095 0,560 1,015 0,220 0,655 0,065 0,350 0,099 0,270 0,175 0,880 0, ,470 1,080 0,270 0,170 0,145 0,155 0,430 0,277 0,720 11,640 1,535 0,150 0,110 0,125 0,620 0,655 0,180 0,805 0,135 0,390 0,131 0,390 0,185 0,690 0, ,280 0,790 0,330 0,230 0,145 0,140 1,520 2,310 2,010 11,420 3,210 0,150 0,135 0,100 0,790 0,760 0,170 0,540 0,095 0,435 0,130 0,365 0,250 0,520 0, ,200 1,200 0,290 0,160 0,135 0,130 0,990 0,096 1,340 11,075 1,385 0,155 0,096 0,149 0,945 0,650 0,169 0,820 0,064 0,460 0,131 0,215 0,125 0,865 0, ,520 0,670 0,375 0,330 0,125 0,200 0,880 2,020 0,655 9,865 3,080 0,099 0,360 0,076 0,445 0,700 0,145 0,835 0,101 0,555 0,080 0,310 0,160 0,765 0, ,250 3,630 0,365 0,670 0,135 0,260 1,430 0,160 2,250 10,995 1,350 0,118 0,186 0,093 0,420 0,290 0,124 0,655 0,083 0,305 0,150 0,310 0,095 0,580 0, ,550 1,185 0,295 1,190 1,200 0,145 2,430 2,820 1,570 11,880 41,430 0,460 0,690 0,088 0,555 1,055 0,215 0,820 0,119 0,520 0,125 0,210 0,145 0,615 0, ,380 1,460 0,450 0,850 0,430 0,091 1,380 0,220 2,580 10,660 1,285 0,160 0,145 0,082 1,020 0,650 0,200 0,875 0,052 0,560 0,140 0,300 0,150 0,490 0,090

121 121 APÊNDICE S WHOLE ROCK CHEMICAL ANALYSIS FOR THE ITABIRITES. Oxides are in wt. % and trace elements in ppm. Detection limit for major elements was 0.01% and for trace elements: Rb (>2 ppm), Sr (>10 ppm), Ba (>10 ppm), Ga (> 0.1 ppm), Cs (>0.05 ppm), Nb (>0.05 ppm), Y (>10 ppm), Zr (>10 ppm), Hf (>0.05 ppm), Ta (>0.05 ppm), Th (>0.1 ppm), U (>0.05ppm), La (>0.1ppm), Ce (>0.1ppm), Nd (>0.1ppm), Sm (>0.1ppm), Eu (>0.05ppm), Gd (>0.05ppm), Tb (>0.05ppm), Dy (>0.05ppm), Ho (>0.05ppm), Er (>0.05ppm), Yb (>0.1 ppm), Lu (>0.05). Rock quartzs Itabirite Amphibole Itabirites Carbonate itabirites ID ES-03 ES-04 ES-05 ES-06 ES-07 ES-08 ES23 ES24 ES-13 ES-14 ES-17 ES-18 ES27 ES28 ES-19 ES-20 ES-21 ES-22 ES29 SiO 2 32,75 54,53 60,93 50,19 39,68 52,71 1,28 50,57 52,68 45,37 14,21 46,07 37,88 40,31 40,86 44,16 48,67 56,84 42,83 Al2O 3 0,25 0,86 0,38 0,15 0,16 0,63 0,38 0,27 0,35 0,41 0,18 1,35 0,32 0,37 0,07 0,13 0,39 0,26 4,90 Fe 2 O 3 66,41 42,72 37,80 49,10 59,41 45,20 43,68 43,67 27,00 48,59 68,40 39,71 53,45 52,39 46,97 47,58 43,16 33,09 39,58 MnO 0,07 0,30 0,08 0,09 0,08 0,29 0,32 0,04 0,26 0,18 0,23 0,12 0,09 0,14 0,25 0,16 0,13 0,08 0,10 MgO 0,06 0,10 0,05 0,02 <0.01 < ,88 1,81 5,90 5,30 2,57 5,92 6,48 5,25 6,14 4,71 5,87 2,02 4,56 CaO 0,02 0,03 0,01 0,01 0,01 < ,68 1,76 5,79 0,44 7,99 4,49 1,11 1,04 2,51 1,60 0,77 2,99 3,52 Na 2 O <0.01 <0.01 <0.01 <0.01 <0.01 <0.01 0,12 0,06 0,03 <0.01 0,01 0,12 <0.01 <0.01 <0.01 <0.01 <0.01 0,02 <0.01 K 2 O 0,04 0,01 <0.01 <0.01 <0.01 <0.01 0,02 0,02 <0.01 0,03 0,01 0,02 0,04 0,03 <0.01 0,01 0,11 0,01 0,01 P 2 O 5 <0.01 0,03 <0.01 <0.01 <0.01 <0.01 0,08 0,10 0,02 0,19 0,42 0,12 0,14 0,21 0,07 0,15 0,10 0,07 0,30 TiO 2 0,02 0,03 0,03 <0.01 0,01 0,01 0,02 0,02 0,02 0,04 0,03 0,16 0,02 0,02 <0.01 <0.01 0,02 0,02 0,77 LOI 0,3 1,2 0,6 0,3 0,5 0,9 25,3 1,6 7,8-0,7 5,9 1,8 0,3 0,1 2,9 1,1 0,6 4,5 3,2 Tot 0,01 99,94 99,86 99,84 99,86 99,85 99,83 99,93 99,85 99,84 99,92 99,86 99,86 99,87 99,81 99,86 99,86 99,94 99,82 Ba Co 41,9 96,8 116,7 93,7 105,5 149,0 11,9 29,6 39,3 70,3 42,7 35,8 13,9 22,9 51,8 42,4 34,8 32,4 66,1 Nb <0.1 0,4 0,5 <0.1 <0.1 0,3 0,4 5,7 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 5,0 1,0 <0.1 <0.1 <0.1 <0.1 5,7 Sr 9,4 5,8 2,1 1,4 1,0 1,9 73,2 9,0 45,8 3,0 11,0 13,0 40,5 9,7 83,6 75,3 23,0 11,9 16,2 Th 0,3 0,4 <0.2 <0.2 <0.2 <0.2 0,3 <0.2 <0.2 <0.2 0,3 <0.2 0,9 <0.2 <0.2 <0.2 <0.2 <0.2 0,5 U 0,5 0,8 0,3 0,3 0,2 0,4 3,0 0,6 <0.1 0,1 0,1 0,2 0,8 0,1 0,2 <0.1 0,1 0,1 1,2 Zr 8,4 7,9 6,5 3,4 5,7 5,1 4,4 5,7 4,3 8,2 6,8 11,5 11,1 12,3 1,4 3,7 7,1 4,6 62,3 Y 41,8 13,7 10,1 4,9 3,2 5,8 9,5 7,2 7,7 10,2 11,2 10,8 11,3 17,9 4,9 9,1 7,1 6,6 16,7 Cu 8,8 7,4 3,8 4,0 4,8 12,2 0,2 0,2 0,1 <0.1 0,5 <0.1 0,2 0,5 39,6 <0.1 2,9 <0.1 0,2 Pb 1,9 36,4 8,4 7,0 5,2 5,5 6,8 0,8 1,0 0,4 0,5 0,6 2,0 0,9 1,6 1,6 0,8 2,1 0,4 Ni 6,7 26,1 8,0 5,7 4,7 6,3 2,1 1,9 1,0 2,2 2,1 1,7 2,3 7,4 0,7 0,5 1,0 3,6 18,6 La 8,3 3,8 2,8 0,9 1,4 2,5 3,0 1,4 1,3 2,9 3,4 2,7 2,1 9,9 1,7 2,9 2,0 1,5 7,6 Ce 3,4 8,7 5,0 2,2 1,8 8,0 5,0 2,6 2,2 5,1 6,2 4,6 3,9 18,4 2,5 4,3 3,6 2,1 14,2 Pr 1,29 0,71 0,43 0,21 0,24 0,46 0,53 0,29 0,32 0,60 0,71 0,54 0,49 2,21 0,28 0,47 0,36 0,23 1,72 Nd 6,0 3,1 1,9 1,2 1,0 1,9 2,2 1,2 1,9 2,9 3,2 2,4 2,5 9,0 1,5 1,9 1,4 1,0 7,2 Sm 1,57 0,70 0,29 0,15 0,15 0,41 0,47 0,25 0,53 0,55 0,64 0,45 0,56 1,84 0,25 0,32 0,29 0,20 1,70 Eu 0,89 0,31 0,17 0,09 0,08 0,13 0,24 0,12 0,30 0,31 0,34 0,31 0,17 0,55 0,22 0,23 0,15 0,08 0,63 Gd 3,79 1,16 0,76 0,38 0,32 0,47 0,78 0,55 0,89 1,00 1,11 0,88 0,92 2,28 0,44 0,70 0,50 0,42 2,10 Tb 0,65 0,17 0,12 0,07 0,05 0,07 0,13 0,09 0,15 0,16 0,17 0,15 0,16 0,36 0,08 0,12 0,08 0,07 0,35 Dy 4,40 1,32 0,95 0,55 0,34 0,45 0,92 0,69 0,93 1,18 1,13 1,08 1,10 2,17 0,59 0,85 0,67 0,57 2,35 Ho 1,05 0,29 0,26 0,12 0,07 0,11 0,21 0,19 0,20 0,26 0,29 0,26 0,31 0,51 0,11 0,21 0,17 0,16 0,53 Er 2,84 1,14 0,84 0,40 0,27 0,34 0,77 0,57 0,68 0,89 0,87 0,95 0,91 1,56 0,48 0,72 0,52 0,53 1,64 Tm 0,40 0,17 0,12 0,06 0,04 0,06 0,12 0,09 0,10 0,13 0,14 0,13 0,15 0,22 0,07 0,10 0,08 0,09 0,25 Yb 2,45 1,10 0,84 0,43 0,27 0,41 0,84 0,63 0,69 0,82 0,86 0,85 1,07 1,32 0,50 0,74 0,65 0,64 1,59 Lu 0,42 0,20 0,14 0,08 0,04 0,06 0,13 0,10 0,12 0,12 0,15 0,15 0,22 0,19 0,07 0,11 0,11 0,10 0,23

122 APÊNDICE T REGRAS DE FORMATAÇÃO DA REVISTA ORE GEOLOGY REVIEWS 122

123 123

124 124

125 125

126 126

127 127

128 128

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133 133

134 134