Specific objectives

2.1 – INTRODUÇÃO

O trabalho geológico pioneiro na região foi realizado por Bastos & Erichesen (1927), onde os autores agruparam as rochas do embasamento que ocorrem entre Barroso, Tiradentes, São João del Rei e Itumirim em um conjunto unificado denominado de “Gnaisses, mica xistos e granitos”.

Posteriormente, ao descrever a geologia da região de São João del Rei, Erichesen (1929) modificou a designação para “Complexo Cristalino”. Neste trabalho foi apresentado um mapa geológico em escala 1:100.000 descrevendo o referido complexo e os quartzitos da Serra do Lenheiro.

Na década de 50, Barbosa (1954) reuniu as rochas gnáissicas e migmatíticas que ocorrem na área típica da Serra da Mantiqueira na “Série Mantiqueira”. Esta série diferia das rochas da “Série Barbacena”, composta por uma associação de rochas do tipo xistos verdes e calcários.

2.2 – CRÁTON SÃO FRANCISCO

A área da mina de Volta Grande situa-se na borda meridional da província São Francisco. Esta região é composta de um núcleo de idade arqueana bordejada pelo Cinturão Mineiro (Gomes et al. 2010). O cráton do São Francisco definido por Almeida (1977) e se estende desde a porção litorânea do estado da Bahia, ao norte, até o centro-sul do estado de Minas Gerais. Faixas móveis brasilianas circundam o referido cráton (figura 2.01) e sua consolidação consolidado se deu ao final do Arqueano, sendo afetado pelos eventos tectonotermais Rio das Velhas, Transamazônico e Brasiliano (Teixeira 1985, Carneiro et al. 2004).

Segundo Pires et al. (1990), o embasamento deste cráton é constituído por diversos tipos de gnaisses e migmatitos, granodioritos, granulitos e charnockitos, granitos e sequencia tipo greenstone

belt cortados por quartzodioritos e granitos.

Rochas com idades entre 3,0 e 2,4 Ga de natureza granito-gnáissica ocorrem geralmente migmatizadas, com fácies metamórfica variando de anfibolito a granulito, (Teixeira 1985, Carneiro 1992, Noce 1995, Teixeira et al. 1998, Goulart et al. 2013).

As rochas vulcano-sedimentares do tipo greenstone belt foram descritas por diversos autores. Schorscher (1978) descreve a ocorrência de komatiitos na sequência greenstone belt da “Série Rio das Velhas”, Pires (1978) e Pires et al. (1990) descrevem a distribuição do greenstone belt Barbacena e Teixeira (1992) caracterizou o greenstone belt “Itumirim-Nazareno”.

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Figura 2.01 – Localização da área estudada no contexto da Província São Francisco. (modificado de Vasques

2009).

2.3 – CINTURÃO MINEIRO

O Cinturão Mineiro (figura 2.02) foi definido primeiramente por Teixeira (1985) e corresponde a uma faixa de rochas de idade arqueana a paleoproterozóica. Geograficamente pode ser observado ao longo de aproximadamente 300 km de extensão com direção NE-SW, desde a cidade de Conselheiro Lafaiete, ao norte, até a cidade de Lavras, ao sul (Gomes et al. 2010).

A evolução do Cinturão Mineiro é relacionada a um arco magmático de característica ensiálica (Teixeira 1985, Teixeira & Figueiredo 1991). São admitidos estágios múltiplos envolvendo retrabalhamento crustal de antigos núcleos crustais e ainda geração de crosta continental juvenil (Ávila 2000, Goulart et al. 2013).

Diversos autores têm proposto um quadro evolutivo para o Cinturão Mineiro. Noce et al. (2000) divide a evolução em três estágios distintos e sucessivos. O primeiro estaria relacionado a margem continental passiva, o segundo a uma margem convergente do tipo andina e o terceiro relacionado a uma colisão continental.

O inicio ocorre em margem continental passiva com deposição de sedimentos relacionáveis ao Supergrupo Minas (Alkmin & Noce 2006), seguido da ruptura da litosfera oceânica com geração de arcos magmáticos finalizando com a colagem destes arcos (Avila et al. 2010).

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Quéméneur et al. (1994) subdividiram o plutonismo associado ao Cinturão Mineiro em duas suítes (uma tonalítica e uma granítica), podendo ambas serem enquadradas como cálcio-alcalinas. A suíte tonalítica é composta por dioritos, tonalitos e trondhjemitos, enquanto a suíte granítica é representada por granitos, adamelitos e granodioritos.

Noce et al. (2000) define o arco plutônico como de natureza cálcio-alcalino, e ainda divide os plútons granitoides em dois grupos. O primeiro composto essencialmente por granitos peraluminosos de idade arqueana (3,07-2,62 Ga) e o segundo, composto de tonalitos (trondhjemitos) e granodioritos de caráter metaluminoso e de idade paleoproterozoica (2,43-2,27 Ga).

2.4 – ORTOGNAISSES E MIGMATITOS

O Grupo Mantiqueira representa as rochas mais antigas da região, sendo composto por biotita- hornblenda, gnaisses migmatíticos, tonalíticos-granodioríticos e faixas ou corpos irregulares de granulitos (Pires et al. 1990).

Estas rochas afloram principalmente na região da cidade de Barbacena – MG (Noce et al. 1987). Ocorrências descontinuas destes gnaisses foram descritos próximo à cidade de São João del Rei (Ávila 2000).

A oeste da área afloram rochas classificadas como biotita-hornblenda-gnaisse ou biotita-gnaisse de composição granodiorítica a granítica (Carneiro et al. 2006), pertencentes ao Complexo Campo Belo. Nas folhas Nepomuceno e Alfenas é denominado de Complexo Campos Gerais e Complexo Lavras.

Quéméner et al. (2003) integraram os dados geológicos da Folha Lavras 1:100.000 para o Projeto Sul de Minas – Etapa I, convênio COMIG-UFMG-UFRJ-UERJ (2003). Os autores dividem o embasamento arqueano-paleoproterozóico em dois blocos separados por uma zona de cisalhamento na Serra de Bom Sucesso de direção NE-SW.

Bloco Oriental – constituído por gnaisses TTG (tonalito-trondhjemito-granodiorito) e granitoides. Este bloco foi considerado como metamorfizado em fácies anfibolito alto.

Bloco Ocidental – constituído por gnaisses TTG (tonalito-trondhjemito-granodiorito) enderbíticos (Complexo Campo Belo/Lavras). Neste bloco o metamorfismo foi de fácies granulito.

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Figura 2.02 – Arranjo geológico para a porção sul do Cráton São Francisco e definição do Cinturão Mineiro

com a localização da região da Mina de Volta Grande. I – Terrenos arqueanos. II – Greenstone belt Rio das Velhas. III – Greenstone belts arqueanos/paleoproterozóicos: (A) Rio das Mortes, (B) Nazareno e (C) Dores de Campos. IV – Granitóides. V – Supergrupo Minas. VI – Plútons paleoproterozóicos félsicos e máficos. VII – Sequencias Supracrustais: São João del Rei, Carandaí e Andrelândia. VIII – Estruturas tectônicas principais. IX – Tentativa de limite do Cinturão Mineiro. Plútons: 1 – Quartzo-monzodiorito Glória; 2 – Diorito Brumado; 3 – Diorito Rio Grande; 4 – Gabro Rio Grande; 5 – Gabro São Sebastião da Vitória; 6 – Quartzo-diorito Brito; 7 – Gabro Vitoriano Veloso; 8 – Diorito Ibitutinga; 9 – Tonalito/trondhjemito Cassiterita; 10 – Trondhjemito Tabuões; 11 – Granitóide Ritápolis; 12 – Granodiorito Brumado de Baixo; 13 – Granodiorito Brumado de Cima; 14 – Granitóide Tiradentes; 15 – Granito Nazareno; 16 – Granito e ortognaisse Itumirim; 17 – Tonalito Congonhas; 18 – Granito Campolide; 19 – Complexo Ressaquinha; 20 – Granito gnaisse Fé; 21 – Tonalito Alto Maranhão. QF – Quadrilátero Ferrífero. BSIJL – Lineamento Bom Sucesso-Ibituruna-Jeceaba. LSZ – Zona de Cisalhamento Lenheiro. (modificado de Ávila et al. 2010).

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2.5 – GRANITO BOM SUCESSO

O Granito Bom Sucesso aflora próxima a cidade homônima. Possui uma geometria elipsoidal de orientação N40E e área de aproximadamente 20 quilômetros quadrados (Quéméneur 1987). Trata-se de uma rocha mesocrática, cinza azulada, com orientação mineral incipiente de direção EW. Mineralogicamente é constituída de: 30 a 35% feldspato potássico, 20 a 25% plagioclásio, 25 a 30% quartzo e 4 a 6% de biotita verde.

A composição química desse meta-granito sugere um magma de fonte mantélica, com uma tendência alcalina, classificado como cálcio-alcalino potássico. A idade de intrusão do meta-granito Bom Sucesso é dada por uma isócrona de Rb-Sr de 2.708 Ma (Quéméneur et al. 2003).

2.6 – MACIÇO ULTRAMÁFICO MORRO DAS ALMAS

O maciço ultramáfico Morro das Almas está localizado na borda oeste da Serra de Bom Sucesso e se caracteriza por uma estrutura lenticular seccionada pelas Serras de Bom Sucesso e Ibituruna. No Vale do Rio das Mortes ele possui uma largura máxima de 3,5 km. Esse complexo forma uma faixa delgada, em torno de 500 m, estendendo-se por mais de 8 km de comprimento paralelamente ao flanco oeste da Serra de Bom Sucesso, compreendendo um conjunto de três morros: Morro das Almas, Morro Paraíso e Morro Santa Helena, os quais se destacam no relevo da região (Barbosa, 1998).

2.7 – SUCESSÕES GREENSTONE BELT

Pires (1978) interpretou o conjunto de xistos verdes que ocorrem desde a cidade de Lavras até Conselheiro Lafaiete como uma sequencia greenstone belt e nomeou a mesma como Greenstone Belt Barbacena. Posteriormente Pires et al. (1990) propuseram três subdivisões intergradacionais: uma unidade basal, composta de rochas metaultramáficas do tipo serpeninitos, esteatitos, saponitos, talco xistos, clorita xistos, anfibolito xistos e xistos magnesianos; uma unidade intermediária composta de anfibolitos, hornblenditos, epidositos e actinolita-tremolita-xistos e uma unidade superior composta de formação magnesífera carbonatada ou silicatada (queluzitos e gonditos) e xistos grafitosos.

Atualmente a região é constituída por pelo menos três sequencias greenstone belt, (Ávila 2000, Ávila et al. 2010), a saber:

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2.7.1 – Greenstone belt Rio das Mortes

Vasques (2009) realizou um mapeamento geológico na área dos municípios de Cassiterita, São Tiago e Ritápolis e identificou a ocorrência deste greenstone belt. Relações de campo e estudos petrográficos permitiram dividir o mesmo em três tipos litológicos distintos. i) Anfibolitos equigranulares variando de muito finos a médios; ii) Anfibolitos inequigranulares porfiroblásticos granadíferos; iii) Anfibolitos inequigranulares porfiríticos. Duas paragêneses minerais indicaram a ocorrência de dois eventos metamórficos, o primeiro na fácies anfibolito inferior a médio e o segundo na fácies xisto verde. A geoquímica destas rochas indicam protólito correspondente a basaltos/andesitos subalcalinos de filiação toleítica com enriquecimento em ferro, do tipo MORB (Middle Ocean Ridge Basalt).

Diversos autores nomearam a ocorrência deste greenstone belt, Ávila (2000) de Sucessão

Greenstone Belt I e Toledo (2002) de Faixa Rio das Mortes.

Para o ultimo autor, que propôs uma evolução geológica das rochas máficas e ultramáficas na região de Nazareno, predominam rochas metamáficas de filiação toleítica (metabasalto e anfibolito) com intercalações de rochas metassedimentares.

Ávila et al. (2012) realizaram datação em rochas anfibolíticas por LA-ICPMS e apresentaram idades de cristalização de 2.231 ± 5 Ma e 2.202 ± 11 Ma, interpretando que a idade do greenstone é paleoproterozóica. Corroborado pelo fato de que o gnaisse granítico Fé (2.191 ± 9 Ma) e o granitóide Ritápolis (2.121 ± 7 Ma) ocorrem encaixados nos anfibolitos e metassedimentares pertencentes ao

greenstone belt Rio das Mortes.

2.7.2 – Greenstone belt Nazareno

Esta unidade localiza-se ao sul da Zona de Cisalhamento do Lenheiro. Denominações como Faixa Itumirim-Nazareno (Ribeiro et al. 1995), Sucessão Greenstone Belt II (Ávila 2000) são atribuídos a este greenstone belt.

Toledo (2002) definiu a sequencia como Faixa Nazareno, composta predominantemente de rochas metaultramáfica, representadas por metakomatiito (com textura spinifex preservada), clorita-Ca- anfibólio xisto, talco-clorita xistos e serpentinito, com intercalações de anfibolitos e níveis de gonditos e filitos.

A idade de 2.267 ± 14 Ma e 2.223 ± 4 Ma (Ávila et al. 2012) são atribuídas a duas amostras do greenstone, ainda, a ocorrência intrusiva do gabro São Sebastião da Vitória (2.220 ± 3 Ma) no

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2.7.3 – Greenstone belt Dores de Campos

Este greenstone belt ocorre a nordeste da cidade de São João del Rei. É composto principalmente por anfibolitos de filiação toleítica, com presença de rochas metaultramáficas, filitos, gonditos e quartzitos (Ávila et al. 2010).

As datações U-Pb indicaram idade de 2.255 ± 51 Ma (Ávila et al. 2012) e a ocorrência do diorito intrusivo Dores de Campo e granito Gentio, 2,19 Ga (Ávila et al. 2006c) e 2,12 Ga (Ávila et al. 2007b) respectivamente, fornecem idade mínima, paleoproterozóica, para a sequência de rochas metavulcânica – metassedimentar.

2.8 – SUPERGRUPO MINAS

O Supergrupo Minas em sua área característica, o Quadrilátero Ferrífero, é constituído, em grande parte, por sedimentos plataformais depositados na paleobacia Minas que podem totalizar mais de 4.000 metros de espessura, (Dorr 1969). As rochas foram metamorfisadas na fácies xisto-verde até anfibolito (Herz 1970). As características deposicionais das rochas sedimentares e distribuição de fáceis indicam que a paleobacia iniciou a deposição de sedimentos em um rift continental evoluindo para uma margem passiva. Sua evolução iniciou entre 2,58 Ga, idade dos grãos de zircão detríticos em quartzitos da base da Formação Moeda (Hartman et al. 2006), e evolui até 2,42 Ga, idade das rochas carbonáticas do Formação Gandarela, (Babinski et al. 1995).

O Supergrupo Minas é composto por sedimentos, relacionados a quatro unidades principais (Baltazar et al. 2005): Grupo Caraça, Grupo Itabira, Grupo Piracicaba e Grupo Sabará.

Os sedimentos do Supergrupo Minas afloram na Serra de Bom Sucesso em uma faixa contínua de direção SW-NE conforme figura 2.02. Segundo Neri (2012) a sequência possui empilhamento estratigráfico normal e é dividida em três unidades da base para o topo: sedimento carbonático Lagoa da Prata, Formação Ferrífera Bandada Bom Sucesso e xisto Tabuãozinho. Dados de U-Pb de zircão detrítico, de amostras da Unidade Lagoa da Prata indicam idade máxima de deposição de 2.603 ± 7,3 Ma, o que correlaciona essa unidade com a base do Supergrupo Minas, o Grupo Caraça

2.8.1 – Grupo Caraça

O Grupo Caraça (Dorr et al. 1957, in Dorr 1969) é constituído basicamente por uma sequência clástica localizada na parte inferior do Supergrupo Minas. O contato com as rochas do Supergrupo Rio das Velhas é caracterizado por uma discordância angular e erosiva, sendo o contato superior com o Grupo Itabira concordante.

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É subdividido nas Formações Moeda e Batatal. i) a formação Moeda é caracterizada por metaconglomerados, filitos e quartzitos (Wallace 1958). ii) Formação Batatal é composta por filitos sericíticos, filitos grafitosos e carbonosos e lentes de metachert. Essas duas unidades representam deposição em ambiente de transição, deltáico a plataformal. (Maxwell 1958, in Dorr 1969).

2.8.2 – Grupo Itabira

O Grupo Itabira possui origem vulcano-química e foi subdividido em duas formações da base para o topo: Caué e Gandarela. A Formação Caué é composta quase que em sua totalidade por itabiritos, já a Formação Gandarela é constituída por dolomitos, formações ferríferas, margas, filitos dolomíticos e filitos. Datações em grãos de zircão detriticos sugerem idade de deposição para os Itabiritos da Formação Caué entre 2,52-2,42 Ga, e 2,42 para os dolomitos da Formação Gandarela (Babinski et al. 1991 e 1995).

2.8.3 – Grupo Piracicaba

O Grupo Piracicaba (Dorr et al. 1957, in Dorr 1969) é composto de uma sequência clástica com sedimentos químicos, subdividida em quatro formações da base para o topo: Cercadindo, Fecho do Funil, Taboões e Barreiro. A idade de deposição deste Grupo é pouco conhecida, inserindo-se entre a deposição da Formação Gandarela e o Grupo Sabará,

2.8.4 – Grupo Sabará

A Grupo Sabará é a unidade mais jovem do Supergrupo Minas, consiste de um pacote de 3.000 m a 3.500 m de espessura composto por rochas clásticas localmente intercaladas com sedimentos químicos e rochas vulcânicas. Predominam xistos, metagrauvacas, subgrauvacas, filitos, metarenitos, metatufos e subordinadamente metaconglomerados, metadiamictitos e formação ferrífera (Almeida 2004).

2.9 – PLUTONS FÉLSICOS E MÁFICOS PALEOPROTEROZOICOS

Nos 300 quilômetros existentes entre as cidades de Lavras e Conselheiro Lafaiete – Minas Gerais foram descritos diversos corpos plutônicos félsicos e máficos. Segundo Ávila et al. (2004), estes corpos estão relacionados à evolução paleoproterozóica do Cinturão Mineiro.

Destaca-se um corpo batolítico de composição granítica, que recebeu diferentes denominações: Granito Ritápolis (Quéméneur & Baraud 1983), Granito Santa Rita (Pires & Porto Jr. 1986), Maciço de Ritápolis (Quéméneur & Garcia 1993) e Granitóide Ritápolis (Ávila 2000).

O Granitóide Ritápolis é um batólito cálcio-alcalino, peraluminoso, que foi dividido em diferentes subtipos faciológicos, onde predominam termos equigranulares (fino, médio e grosso), que gradam para porfiríticos com fenocristais de feldspato de até 4cm.

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Para Ávila et al. (2010) a existência de arcos magmáticos gerados a partir da ruptura de uma litosfera oceânica originou algum destes corpos plutônicos, a exemplo da Suíte magmática Serrinha. Esta suíte é composta por três corpos principais: Quartzo-Diorito Brito e os Granodioritos Brumado de Cima e Brumado de Baixo. A tabela abaixo sumariza o acervo de dados isotópicos para os corpos plutônicos presentes na região.

Tabela 2.01 – Corpos plutônicos paleoproterozóicos do segmento Lavras-Conselheiro Lafaiete e resumo dos

dados isotópicos disponíveis.

Corpo Plutônico Idade (Ma) Método Autor

Gabro São Sebastião da Vitória 2.220 ± 3 U/Pb (zircão) Valença et al. (2000) Granodiorito Brumado de Baixo 2.218 ± 4 207Pb/206Pb Ávila (2000)

Quartzo Diorito Brito 2.198 ± 6 207_Pb/206_{Pb Ávila (2000)}

Granitóide Tiradentes 2.197 ± 4 U/Pb (zircão) Valença et al. (2000) Granófiro São Jão Del Rei 2.192 ± 4 207Pb/206Pb Ávila (2000) Granodiorito Brumado de Cima 2.227 ± 22 U/Pb (SHRIMP) Ávila et al. (2010)

Trondbjemito Alto Maranhão 2.130 ± 02 U/Pb (zircão) Noce (1995) Trondbjemito Cassiterita 2.160 ± 10 207_Pb/206_{Pb Ávila et al. (1998)}

Diorito Brumado 2.128 ± 04 207_Pb/206_{Pb Ávila et al. (1998)}

Granitóide Ritápolis 2.121 ± 07 207_Pb/206_{Pb Ávila et al. (1998)}

Tonalito Ritápolis 2.122 ± 06 207_Pb/206_{Pb Ávila et al. (1998)}

Granitóide Itutinga 2.202 ± 05 207_Pb/206_{Pb Noce et al. (2000)}

Ortognaisse Itumirim 2.170 ± 04 2.101 ± 08

207_Pb/206_Pb

207_Pb/206_Pb Cherman & Valença (2005)

Ortognaisse Macuco de Minas 2.200 ± 04 2.116 ± 09

207_Pb/206_Pb

207_Pb/206_Pb Cherman & Valença (2005)

Ortognaisse Nazareno 2.255 ± 06 207_Pb/206_{Pb Cherman & Valença (2005)}

Quartzo Monzodiorito Glória 2.188 ± 29 SHRIMP U/Pb Ávila et al. (2006b)

2.10 – SEQUÊNCIAS SUPRACRUSTAIS SÃO JOÃO DEL REI, CARANDAÍ E

ANDRELÂNDIA

Na borda meridional do Cráton São Francisco foram descritas e interpretadas três bacias deposicionais relacionadas ao proterozóico, com evoluções distintas e contatos discordantes com o embasamento (Ribeiro et al. 1995).

Ribeiro et al. (2003a) sugere o abandono do termo bacia proterozóica em detrimento aos termos “megasequência e sequencias deposicionais”, devido ao fato de que cada evento sedimentar conter interrupções no seu registro, hoje representadas por discordâncias intraformacionais, e também pela dificuldade de se definir os limites das bacias proterozóicas.

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Dentro destas megasequencias existem quatro sequencias deposicionais, em ordem estratigráfica: Tiradentes, Lenheiro, Carandaí e Andrelândia, segundo reconhecimento de Ribeiro (1997).

As sequencias metassedimentares que compõem as bacias foram afetadas por dois episódios tectonotermais relacionados ao Evento Brasiliano.

2.10.1 – Bacia São João del Rei

Os sedimentos desta bacia afloram na região da cidade homônima, observado principalmente na Serra do Lenheiro. Possui evolução intracontinental, gerada por episódio de extensão e sedimentação no período entre 1,531 e 1,54 Ga (Ribeiro et al. 2013).

Os sedimentos da base desta bacia, principalmente quartzitos, são representados pelo ciclo deposicional Tiradentes. O topo é representado pelo ciclo Lenheiro, com quartzitos e alguma contribuição de conglomerados.

2.10.2 – Bacia Carandaí

A evolução desta bacia é relacionada a uma depressão ou meio graben, onde grãos de zircão mais jovens marcadores da fase extensional são datados em 1,37 Ga (Ribeiro et al. 2013). Caracteriza-se pela presença de três associações de litofácies: i) pelitos, margas e diamictitos; ii) calcários, margas e pelitos carbonáticos; iii) pelitos com intercalações de quartzitos finos (Ribeiro et al. 1995).

2.10.3 – Bacia Andrelândia

A deposição sedimentar desta bacia teve inicio há aproximadamente 1,14 Ga, idade do zircão mais jovem (Ribeiro et al. 2013). É exemplo de deposição em região de margem passiva, resultado de um soerguimento que rotacionou o embasamento de norte para sudoeste. É composta por seis associações de litofácies: i) paragnaisses basais; ii) quartzitos e paragnaisses intercalados; iii) quartzitos; iv) xistos cinzentos com escassas intercalações de quartzitos; v) biotita-xisto/gnaisse; vi) associação de xistos, gnaisses, anfibolitos e rochas calciossilicatadas (Ribeiro et al. 1995).

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CAPÍTULO 3

GEOLOGIA DA MINA DE VOLTA GRANDE

3.1 – INTRODUÇÃO

A Província Pegmatítica de São João Del Rei situada no sul do Estado de Minas Gerais, está distribuída ao longo dos municípios de Nazareno, Conceição da Barra de Minas, Ritápolis e Rezende Costa. Esta importante província tem contribuído expressivamente na produção de cassiterita, tantalita e feldspato no cenário nacional e internacional.

A região onde afloram os corpos pegmatíticos (figura 3.01) recebeu ao longo dos anos diversas denominações: Região Estanífera de São João del Rei (Guimarães & Guedes 1944), Província Estanífera do Rio das Mortes (Rolff 1947), Província Estanho-litinífera do Rio das Mortes (Rolff 1952), Distrito Pegmatítico de São João del Rei (Heinrich 1964) e Província Pegmatítica de São João del Rei (Francesconi 1972, Quéméneur 1987b).

Os pegmatitos abundantes em toda a Província Pegmatítica de São João Del Rei, são encontrados quase sempre caulinizados (Heinrich 1964) e raramente ocorrem zonados. São controlados pela foliação principal de orientação ENE, que definem o trend regional das faixas greenstones (Pires & Porto Jr. 1986). Segundo Pires & Pires (1992) existem aproximadamente 250 corpos pegmatíticos distribuídos nos 1.400 km² de área total da província, sendo 70 km de comprimento e 20 km de largura, abrangendo desde a cidade de Nazareno até Resende Costa (Pereira et al. 2003).

Estes pegmatitos ocorrem de forma e tamanhos variados, sendo que os maiores localizam-se na parte ocidental da área encaixados em anfibolitos, com mergulhos que variam de 15º a 90° (Heinrich 1964, Pires & Porto Jr.1986).

3.2 – ENCAIXANTE

Pires et al. (1990) designaram de greenstone belt Barbacena a sucessão de rochas meta-vulcano- sedimentares que ocorrem na região entre Lavras e Conselheiro Lafaiete. Posteriormente, Ávila et al. (2004 e 2006c), propuseram a subdivisão deste greenstone em três grandes faixas: Dores de Campos, Nazareno e Rio das Mortes. Os corpos pegmatíticos ocorrem encaixados discordantemente em rochas anfibolíticas (figuras 3.02 e 3.03) do greenstone belt Rio das Mortes.

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Figura 3.01 – Distribuição de ocorrências pegmatíticas no contexto da Província Pegmatítica de São João del

Rei. Modificado de Ávila (não publicado).

Para Vasques (2009) o greenstone belt Rio das Mortes é caracterizado pela presença predominante de rochas anfibolíticas e metassedimentares e a quase completa ausência de rochas vulcânicas metaultramáficas. Esta unidade vulcânica máfica (basaltos de afinidade toleítica) quando metamorfisada geraria os anfibolitos, enquanto os representantes da unidade sedimentar (pelitos e arenitos) teriam sido transformados em filitos, gonditos e raros quartzitos.

Segundo Toledo (2002) a Faixa Rio das Mortes ou greenstone belt Rio das Mortes apresenta-se limitada, a norte e a sul, por corpos plutônicos intrusivos e seus contatos são irregulares, marcados por injeções lit par lit e pela presença de xenólitos de rochas da sucessão vulcano-sedimentar nos corpos intrusivos. Na porção leste da faixa predominam rochas metamáficas de filiação toleítica (metabasaltos e anfibolitos) com intercalações de rochas metassedimentares, que gradativamente passam a predominar na porção oeste da faixa.

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Figura 3.02 – Fotografia com visada para SE onde se observa: (1) Rocha Anfibolítica com foliação

verticalizada; (2) Pegmatito; (3) Rocha alterada constituída de quartzo-biotita xistos grafitosos e gonditos

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