Estudos prévios foram realizados em amostras de formações ferríferas Cauê de diversas partes do QF. O trabalho realizado por Klein & Ladeira (2000) em amostras das Minas de Águas Claras e Mutuca, Serra da Piedade e Pico de Itabirito, revelaram que essas formações apresentam baixo grau de
15
metamorfismo e uma mineralogia dos óxidos presentes muito similar a maioria das formações ferríferas arqueanas e paleproterozoicas estudadas na literatura. Apesar dessa similaridade, as formações ferríferas Cauê apresentaram alto teor de Fe2O3 e baixo teor de FeO. Além disso, resultados
obtidos de padrões de ETR nas amostras de FF proterozoicas das minas de Mutuca e Águas Claras apresentaram anomalias positivas bem definidas de Eu. Porém, as amostras da Serra da Piedade e do Pico do Itabirito não apresentaram essas anomalias tão definidas.
As formações ferríferas bandadas do baixo-proterozoico das Minas de Águas Claras e do Pico foram analisadas por Spier et al. (2003). Na mina de Águas Claras foram encontrados minério de ferro de alto teor (média de 68,2% Fe) hospedados dentro de itabiritos dolomíticos e de caráter mais macio (85% de minério macio e 15% de minério duro). Já na mina do Pico, o minério de ferro analisado apresentou de baixo a alto teor (média de 67% Fe) e hospedado dentro do itabirito silicoso. O processo de genêse do minério de ferro duro de alto teor ainda não é muito entendido, porém é relacionado com processo hidrotermal durante a diagênese ou metamorfismo das FFB. O minério de ferro macio de alto teor e o itabirito rico em ferro parecem ter sido formados por processo de supergênese. A presença de carbonatos e estruturas que controlam a circulação de águas subterrâneas favorecem a lixiviação dos minerais ganga por águas meteóricas, o que resulta no enriquecimento de ferro residual nessas rochas. Amostras de itabirito dolomítico e silicoso da Mina de Águas Claras foram analisadas por Spier et al. (2007), sendo essas formações ferríferas bandadas paleoproterozoicas contemporâneas das FFB das bacias Hamersley e Transvaal. Os dois tipos de rochas apresentaram composição química similar com Fe2O3, CaO, MgO, e LOI representando mais de 98% da composição média do itabirito
dolomítico e Fe2O3 e SiO2 representando mais que 98% da composição média do itabirito silicoso. Os
itabiritos se apresentaram altamente oxidados com razões Fe3+/(Fe2++Fe3+) acima de 0,98, muito maior
que a razão encontrada em outras FFB paleproterozoicas. A concentração de ETR é similar nos dois tipos de itabiritos e apresenta-se muito pequena. O enriquecimento nos padrões ETRP exibidos pelos dois tipos de itabiritos indicam uma assinatura de ETR de águas oceânicas modernas sobreposta por uma assinatura hidrotermal representada pela anomalia positiva de Eu. A razão Y/Ho similar a de águas marinhas e a assinatura de ETR e concentrações dos isótopos de C e O tipicamente de carbonatos marinhos, reforçam a hipótese de origem sedimentar do itabirito dolomítico. Baixas concentrações de Al2O3 e TiO2 e a forte correlação positiva entre eles apontam para poucos
componentes terrígenos em sedimentos marinhos precipitados da Formação Cauê. As diferenças entre as assinaturas dos ETR dos itabiritos sugerem que essas rochas foram precipitadas de soluções aquosas diferentes, sendo que o itabirito dolomítico recebeu uma contribuição maior de águas marinhas superficiais, enquanto que o itabirito silicoso recebeu maior influência de águas marinhas profundas. Segundo os mesmos autores, é possível que flutuações no nível do mar por transgressões-regressões marinhas contribuíram para as mudanças na composição dos oceanos, sendo expressas pela
16
coexistência de itabirito dolomítico, silicoso e amfibolítico, os quais representam transições de fáceis verticais e laterais de formações ferríferas carbonáticas, silicosas e argilosas, respectivamente.
Amostras de minério de ferro de alto teor friável e compacto da Mina de Águas Claras também foram analisadas por Spier et al. (2008), apresentando mineralogia e composição química bem simples. O minério da região é constituído quase que inteiramente por Fe2O3 com alta quantidade
de impurezas, principalmente MnO no minério friável. As amostras apresentam-se deficientes em elementos-traços e o minério friável preserva padrões de Y-ETRPAAS similar ao de itabiritos
dolomíticos, sugerindo ser um produto de enriquecimento residual em ETR sem fracionamento. Há evidências de dois processos de origem para o minério de alto teor da Mina de Águas Claras: hipogênico, devido a presença de minério compacto dentro do itabirito dolomítico e supergênico, devido a presença do minério friável indicado pela formação de ferrohidratos e óxidos de manganês durante a dissolução de dolomita do itabirito dolomítico.
Selmi et al. (2009), analisaram algumas amostras de hematita de alto teor e itabirito de diversas partes do QF. Essas amostras apresentaram concentrações de elementos-traços (V, Co, Ni, Cu, Zi, Rb, Sr, Y, Zr, Nb, Ba, Hf e Ta) comparáveis aos dados encontrados por Klein & Ladeira (2000) e Spier et al. (2007), e baixas concentrações comparado a formações ferríferas de outras partes do mundo. O V foi o elemento-traço mais abundante, seguido do Co, Ni e Y. E em menores quantidades os elementos Rb, Sr, Zr, Nb, Hf e Ta. As amostras coletadas no domínio leste do QF mostraram-se bem distintas das amostras coletadas no domínio oeste, diferença identificada pelos teores dos elementos V, Ni, Co, Y e Ba. A sistemática dos elementos terras raras nas formações ferríferas do QF é similar à encontrada em outras partes do mundo, apresentando conteúdo total de ETR relativamente baixo com fracionamento de ETRL em relação aos pesados, além da anomalia levemente positiva de Eu.
Afloramentos da Formação Cauê na região Serra Azul no QF foram estudados por Amorim & Alkmim (2011), sendo abordados: hematita e itabirito silicoso, itabirito magnetítico e formação ferrífera argilosa. A hematita e o itabirito silicoso apresentaram dominância do minério compacto e compacto duro. O itabirito compacto duro apresentou uma composição de cerca de 50% de hematita/martita contendo de 30 - 40% de Fe, uma média de 47% de sílica oriunda do quartzo e em menores quantidades outros componentes como fósforo, alumina e perda por ignição. O itabirito magnetítico pouco abundante na parte ocidental do Serra Azul apresenta-se como uma rocha dura com teor de ferro entre 25 - 35%. Os minerais de ferro são compostos por: hematita, magnetita, goethita e grunerita, além desses minerais estão presente calcita, dolomita e quartzo. A presença de carbonatos nessas rochas implica em alto teores de CaO, MgO e perdas por ignição. Já a formação ferrífera argilosa encontrada na parte oriental do Serra Azul, apresenta-se como uma rocha macia e com teor de cerca de 29% de Fe.
17
Hial Filho (2013) ao estudar afloramentos da Formação Cauê na região do Sinclinal Gandarela, determinou um percentual médio de 65,04 de Fe2O3 e 32,32 de SiO2 nas amostras
analisadas, sendo a soma de Fe e Si de 97,36%. A soma encontrada apresenta um valor elevado em relação às outras FFB do mundo, aproximando-se da de Carajás (Macambira & Schrank 2002) que chega próximo de 98%. O valor máximo 91,69% de Fe2O3 foi encontrado em itabirito compacto, onde
há basicamente óxido de ferro. Já o valor mínimo 21,08% de Fe2O3 foi encontrado no quartzito onde
SiO2 apresenta seu máximo de 85,5%. Segundo o autor Hial Filho (2013), o enriquecimento de Fe e o
baixo teor de Si encontrados nas amostras do topo da Formação Cauê, levam a entender que a região sofre intemperismo, ocorrendo lixiviação da sílica e remobilização do Fe, gerando grandes concentrações. Já os outros óxidos determinados MgO, CaO, MnO e TiO2, P2O5 e Al2O3 apresentaram
valores muito baixos e sem grandes variações, porém algumas dessas variações apresentaram-se diretamente proporcionais e podem indicar o processo de lixiviação e permanência dos óxidos.
Alkmim (2014) realizou alguns estudos mineralógicos e geoquímicos em diferentes tipos de itabiritos (itabirito goethítico friável, itabirito silicoso contaminado friável, itabirito silicoso semi- compacto e itabirito silicoso compacto) da Formação Cauê, da região da Serra do Gandarela (QF). Ao longo do perfil estudado foi observado que a concentração de SiO2 aumentava com o aumento da
profundidade e em contrapartida havia uma diminuição dos elementos-traços, inclusive dos ETR. Como o itabirito silicoso compacto (ISC) e o itabirito silicoso semi-sompacto (ISSC) mostraram mineralogia principal muito próxima (hematita, quartzo, martita, magnetita e celadonita), refletindo em uma composição química da rocha total e assinaturas geoquímicas muito parecidas e por não apresentarem características marcantes de intemperismo, esses litotipos foram usados para se determinar a assinatura geoquímica do itabirito silicoso original da sucessão da Fazenda Gandarela. O ISC apresentou uma composição química próxima de suas concentrações médias para os diferentes elementos: Fe2O3 (56,02%), SiO2 (40,68%), FeO (0,36%), P2O5 (0,092%), Al2O3 (0,119%), MgO
(0,050%), Na2O (0,029%) e MnO (0,013%). De maneira geral, mostrou-se empobrecido em
elementos-traços, inclusive os ETR. Os perfis Y-ETRPAAS deste litotipo apresentaram enriquecimento
dos ETRP em relação aos ETRL, anomalias positivas em Eu e Y e anomalias negativas em Ce ou anomalias positivas em La. Já o ISSC apresentou concentrações médias de 57,7% de Fe2O3, 39,39%
de SiO2, além de baixas concentrações dos óxidos de Al, P, Mn, Ca e Na e uma alta concentração de
MgO (0,103%). Apresentou também menores somatórios de ETR em relação as outras litologias estudadas. Concentrações de Fe2O3 muito mais altas do que de FeO foram identificadas no ISSC, o
que é reflexo da maior concentração de martita em relação a magnetita e as concentrações de Al2O3 e
MgO refletem a presença dos minerais celadonita e muscovita. Assim como o itabirito silicoso compacto, mostrou baixos teores de elementos-traços, com exceção dos elementos Rb e Cs. Há um enriquecimento leve dos ETRP em relação aos ETRL, com anomalias de Eu e Y. Grande parte das
18
amostras de ISSC apresentaram anomalias positivas em La e algumas possuíram anomalias verdadeiras de Ce e anomalia positiva deste elemento.
Para fins comparativos com os itabiritos da Serra do Gandarela, Alkmim (2014) e Alkmim et
al. (2015) realizaram análises geoquímicas em amostras de itabirito anfibolítico, silicoso e magnetítico da Formação Cauê da Serra Azul, região oeste do QF. O itabirito magnetítico apresentou altas concentrações de MnO, CaO, TiO2, MgO, FeO e dos elementos Cr, Sc, Rb, Sr, Zr, Hf, Th e Bi. O
itabirito anfibolítico apresentou altos teores de Al2O3, P2O5, Fe2O3 e de elementos-traços. Já o itabirito
silicoso apresentou baixas concentrações de Al2O3, MnO, TiO2 e de elementos-traços. A contaminação
detrital, analisada pela concentração dos elementos traços (Sc, Sr, Zr, Hf eTh), inferiu que o itabirito magnetítico apresentou maior e o itabirito silicoso menor contaminação. As razões Y/Ho apresentaram uma média de 38,67 para o itabirito magnetítico, 35,59 para o silicoso e 28,82 para o amfibolítico, similar a razão de formações ferríferas paleprotorozoicas jovens e arqueanas jovens (Planavsky et al. 2010). Quanto ao padrão Y-ETR, os itabiritos analisados apresentaram anomalias positivas em Eu, enriquecimento dos ETRP em relação aos ETRL, razões (Sm/Yb)SN < 1 e (Eu/Sm)SN > 1 (Bau &
Möller 1993) e anomalias positivas em Y (exceto algumas amostras que apresentaram anomalias negativas desse elemento). Os itabiritos silicosos da Serra do Gandarela e da Serra Azul apresentaram grande semelhança na composição química, porém o itabirito silicoso original do Gandarela possui um enriquecimento nos elementos Al, Ti, Mg, Fe3+, Sc, Ni, Cu, Ga, Rb, Sr, Zr, Nb, Cs, Ba, Hf, Bi, Th, U e
ETRL, o que pode estar relacionado a uma proximidade maior desta área com a fonte. Os autores sugerem para os itabiritos da Formação Cauê: interação de fontes clásticas (relacionada a altas concentrações dos elementos Sc, Sr, Zr, Hf e Th e a correlação entre os elementos U, Ni e Cu com o Al2O3), hidrotermais (devido a presença de anomalias positivas em Eu e a fonte do ferro), e vulcânicas
(relacionada à presença de celadonita em itabiritos silicosos da região do Gandarela).
2.3- SINCLINAL GANDARELA
O Sinclinal Gandarela, localizado na porção centro-leste de Minas Gerais e na porção centro- nordeste do Quadrilátero Ferrífero (figura 2.3), foi escolhido como área de estudo. Segundo Dorr II (1969), a estrutura tectônica do Sinclinal Gandarela é seccionada pela falha do Fundão na sua porção sudeste e central e com afloramentos dos grupos Itabira e Sabará. Apresenta metassedimentos do Supergrupo Minas e está em contato com o Grupo Nova Lima, pertencente ao Supergrupo Rio das Velhas, e com embasamento composto por rochas graníticas do Complexo Metamórfico Caeté (e. g. Oliveira et al. 2005). O Sinclinal se orienta segundo a direção NE-SW, com estilos estruturais diferentes a nordeste e sudoeste. No segmento sudoeste, o traço se bifurca para o sul com caimento para norte e oeste. Já no outro segmento o outro caimento é para SW (Dorr II 1969).
19
A região apresenta grandes perspectivas para prospecção de minério de ferro (Oliveira et al. 2005), já que possui formações ferríferas hospedadas na Formação Cauê, que são objeto de estudo desse projeto.