Trabalho De Conclusão De Curso

UNIVERSIDADE FEDERAL DE OURO PRETO ESCOLA DE MINAS DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA

TRABALHO DE CONCLUSÃO DE CURSO

ASPECTOS GEOLÓGICOS E METALOGENÉTICOS AO LONGO DO LINEAMENTO CONGONHAS-ITAVERAVA, CINTURÃO MINEIRO

Matheus Gonçalves Teixeira

MONOGRAFIA no 348

Ouro Preto, dezembro de 2019

ASPECTOS GEOLÓGICOS E METALOGENÉTICOS AO LONGO DO LINEAMENTO CONGONHAS-ITAVERAVA, CINTURÃO MINEIRO

FUNDAÇÃO UNIVERSIDADE FEDERAL DE OURO PRETO Reitora Prof.ª Dr.ª Cláudia Aparecida Marliére de Lima Vice-Reitor Prof. Dr. Hermínio Arias Nalini Júnior

Pró-Reitora de Graduação Prof.ª Dr.ª Tânia Rossi Garbin ESCOLA DE MINAS Diretor Prof. Dr. Issamu Endo Vice-Diretor Prof. Dr. Hernani Mota de Lima DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA Chefe Prof. MSc. Edison Tazava

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MONOGRAFIA Nº 348

ASPECTOS GEOLÓGICOS E METALOGENÉTICOS AO LONGO DO LINEAMENTO CONGONHAS-ITAVERAVA, CINTURÃO MINEIRO

Matheus Gonçalves Teixeira

Orientador

Prof. Dr. Gustavo Henrique Coelho de Melo

Co-Orientador

MSc. Marcelo Souza Marinho

Monografia do Trabalho de Conclusão de curso apresentado ao Departamento de Geologia da Escola de Minas da Universidade Federal de Ouro Preto como requisito parcial para avaliação da disciplina Trabalho de Conclusão de Curso – TCC 402, ano 2019/2.

OURO PRETO 2019

SISBIN - SISTEMA DE BIBLIOTECAS E INFORMAÇÃO

T266a Teixeira, Matheus Gonçalves . Aspectos geológicos e metalogenéticos ao longo do lineamento Congonhas- Itaverava, Cinturão Mineiro. [manuscrito] / Matheus Gonçalves Teixeira. - 2020. 60 f.: il.: color., tab..

Orientador: Prof. Dr. Gustavo Henrique Coelho de Melo. Coorientador: Prof. Me. Marcelo de Souza Marinho. Monografia (Bacharelado). Universidade Federal de Ouro Preto. Escola de Minas.

1. Petrografia. 2. Metalogênese. 3. Alteração hidrotermal. I. Marinho, Marcelo de Souza. II. Melo, Gustavo Henrique Coelho de. III. Universidade Federal de Ouro Preto. IV. Título.

CDU 553.078

Bibliotecário(a) Responsável: Sione Galvão Rodrigues - CRB6 / 2526

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Agradecimentos

Agradeço primeiramente aos meus pais, Edgar e Vanete, por me apoiarem sempre nessa caminha e não medirem esforços para realizar meus sonhos. Ao meu irmão Filipe, por todo apoio e companheirismo. A todos os meus familiares que mesmo de longe se fizeram presentes.

Aos amigos de Paula Cândido e do Coluni, por mostrarem que as boas amizades permanecem mesmo à distância. A geogalera, especialmente ao 15.1, vocês sempre serão parte das boas recordações. As repúblicas Extrema, Matutos, Peça Rara, Atena e muitas outras, pelas amizades e rocks. A gloriosa Tonteira, moradores e ex-alunos, por se tornarem minha segunda família.

Ao professor Gustavo Melo, pelos ensinamentos, paciência, orientação e amizade, e principalmente pelo seu profissionalismo. Aos geólogos do Serviço Geológico do Brasil (CPRM), especialmente Marcelo Marinho e Marco Aurélio, através do EDITAL PIBIC/CNPq/Convênio UFOP- CPRM Nº 06/2018. A todos da VALE S.A., que contribuíram de alguma forma para o meu crescimento pessoal e profissional.

Por fim, agradeço ao Departamento de Geologia, à Escola de Minas, à Universidade Federal de Ouro Preto e à Fundação Gorceix, por terem me proporcionado um ensino público superior de qualidade durante toda a minha graduação.

SUMÁRIO

AGRADECIMENTOS ...... ix SUMÁRIO ...... xi LISTA DE FIGURAS ...... xii LISTA DE TABELAS ...... xvi RESUMO ...... xvii 1 INTRODUÇÃO ...... 1 1.1 APRESENTAÇÃO ...... 1 1.2 LOCALIZAÇÃO ...... 2 1.3 OBJETIVOS ...... 3 1.4 JUSTIFICATIVA ...... 3 1.5 MATERIAIS E MÉTODOS ...... 4 1.5.1 Revisão bibliográfica ...... 4 1.5.2 Trabalhos de campos ...... 4 1.5.3 Estudos Petrográficos ...... 4 2 CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL ...... 7 2.1 QUADRILÁTERO FERRÍFERO ...... 7 2.1.1 Estratigrafia...... 7 2.1.2 Estrutural e Metamorfismo ...... 10 2.1.3 Depósitos de Ouro ...... 11 2.2 CINTURÃO MINEIRO ...... 11 2.3 TRANSIÇÃO ENTRE CINTURÃO MINEIRO E QUADRILÁTERO FERRÍFERO .... 14 2.4 METALOGÊNESE DO CINTURÃO MINEIRO...... 14 3 RESULTADOS ...... 17 3.1 UNIDADE SANTO ANTÔNIO DO PIRAPETINGA ...... 17 3.2 UNIDADE NOVA LIMA ...... 23 3.3 UNIDADE CONGONHAS ...... 25 3.4 UNIDADE ALTO MARANHÃO ...... 26 4 DISSCUSÕES...... 33 4.1 ORIGEM E ASPECTOS METAMÓRFICOS-ESTRUTURAIS DOS LITOTIPOS REGIONAIS ...... 33 4.2 IMPLICAÇÕES TECTÔNICAS ...... 34 4.3 ASPECTOS METALOGENÉTICOS ...... 35 5 CONCLUSÃO ...... 39 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ...... 41

INDÍCE DE FIGURAS

Figura 1: Mapa de localização com o polígono pontilhado em azul correspondendo aproximadamente a área de estudo...... 2

Figura 2: Mapa da área de interesse com a localização dos pontos visitados e das lâminas descritas...... 5

Figura 3: Mapa geológico do Quadrilátero Ferrífero modificado de Alkmim & Marshak (1998). Abreviaturas dos batólitos e plutons: C-Caeté dome, F-Florestal, M-Mamona, P-Pequi, Sa-Samambaia; SN- Souza-Noschese. Inserção: esboço tectônico do cráton de São Francisco mostrando a localização dos cinturões orogênicos Brasilianos, bem como o Cinturão Mineiro Paleoproterozoico. Abreviações: G, J, IS e S são os blocos Gavião, Jequi e Itabuna-Salvador- Curaçá a e Serrinha, respectivamente (Farina et al. 2016)...... 8

Figura 4: Coluna estratigráfica do Quadrilátero Ferrífero (Alkimim & Noce 2006). .. 9

Figura 5: Mapa geológico simplificado da região do Quadrilátero Ferrífero e Cinturão Mineiro. a) Localização do Quadrilátero Ferrífero e Cinturão Mineiro na borda sudeste do Craton São Francisco. b) Relação espacial entre Quadrilátero Ferrífero, a norte, e Cinturão Mineiro, a sul, marcado pelo polígono em vermelho. c) Mapa geológico com as principais unidades litoestratigráficas do Cinturão Mineiro (modificado de Seixas et al. 2012, 2013; Teixeira et al. 2015; Moreira et al. 2018). O polígono pontilhado em azul corresponde aproximadamente a área de estudo...... 12

Figura 6: Mapa geológico simplificado e modificado da parte nordeste da folha Conselheiro Lafaiete (SF.23-X-A-VI), focando especialmente o Lineamento Congonhas- Itaverava e as áreas adjacentes...... 17

Figura 7: Aspectos de campo das rochas metamáficas nas estações MG-02 e MG-05, (A) vista geral dos blocos rolados na comunidade de Monsenhor Isidro; (B) detalhe de um bloco rolado, (C) e (D) amostras da rocha mostrando sua característica isotrópica e trama ígnea. .. 18

xii extinção ondulante nos grãos de quartzo; e (G) nicóis paralelos e em (H) cruzados da lâmina LS-512, presença de carbonato e clorita em algumas porções das rochas metamáficas...... 19

Figura 9: Aspectos petrográficos de uma ocorrência restrita de rocha metamáfica, lâminas LS-077, (A) nicóis paralelos e em (B) cruzados, rocha foliada com textura nematogranoblastica e presença de hornblenda...... 20

Figura 10: Aspectos de campo das rochas metaultramáficas, (A) vista geral dos blocos de talco xisto nas margens de uma estrada e (B) amostra de talco xisto foliado na estação MG- 29, (C) vista geral de um garimpo de serpentinito e (D) evidências de processo cumúlaticos no serpentinito, estação MG-23...... 21

Figura 11: Aspectos petrográficos dos clorita serpentina granofels, lâminas LS-174, (A) nicóis paralelos e em (B) cruzados, aspecto geral da rocha e grão subédrico de tremolita; (C) nicóis paralelos e em (D) cruzados, mostrando presença de talco e clorita...... 22

Figura 12: Aspectos de campo dos gnaisses nas estações MG-25 e MG-26, (A) e (B) dois afloramentos distintos muito alterados;(C) bandamento evidenciado pela diferença de coloração na rocha e (D) aspectos da alteração dos minerais presentes no gnaisse...... 23

Figura 13: Aspectos de campo do talco serpentina xisto, estação MG-19, (A) e (B) Vista geral do afloramento; (C) Estrutura em pillow lava; e (D) Detalhe de ponto mais escuro dentro das pillow lavas com prováveis pseudomorfos de olivina...... 24

Figura 14: Aspectos petrográficos a nicóis cruzados do talco serpentina xisto, lâmina LMG-19, (A) rocha de granulação fina muito sepentinizada, com presença de talco e (B) minerais opacos e tremolita...... 24

Figura 15: Aspectos de campo do tonalitos, estação MG-18, (A) vista geral do afloramento na entrada do município de Congonhas; (B) imagem de um bloco, mostrando o aspecto geral e coloração cinza-claro da rocha; e (C) detalhe da amostra que apresenta uma xistosidade discreta...... 25

Figura 16: Aspectos petrográficos a nicóis cruzados dos tonalitos, lâmina LMG-18, (A) textura equigranular e granulação média e (B) mineralogia da rocha, contendo plagioclásio, quartzo e microclima...... 26

Figura 17: Aspectos de campo dos metatonalitos, estações MG-14 e MG-15, (A) e (B) vista geral de afloramentos nas margens da BR-482 e em drenagens, (C) detalhes de amostra,

xiii mostrando presença de biotita, quartzo, plagioclásio e anfibólio, e (D) foliação milonitica discreta...... 27

Figura 18: Aspectos de campo dos metatonalitos, estação MG-16, (A) vista geral de uma pedreira, (B) detalhes da rocha, mostrando aspectos gerais e foliação discreta rocha, (C) veios leucocráticos cortando o metatonalito e (D) estrutura do tipo “boudin”...... 28

Figura 19: Aspectos petrográficos das rochas metatonaliticas, (A) nicóis paralelos e em (B) cruzados, mostrando a substituição da actinolita por biotita na lâmina LS-007; (C) nicóis paralelos e em (D) cruzados, pórfiroblasto de actinolita na lâmina LS-007; (E) nicóis paralelos e em (F) cruzados, cristal euédrico de allanita e epidoto substituindo a biotita na lâmina LS- 078; (G) nicóis paralelos e em (H) cruzados, porfiroclasto de plagioclásio cominuído na lâmina LS-078 ...... 29

Figura 20: Aspectos de campo das rochas muscovita-quartzo milonito, estação MG-09, (A) vista geral do afloramento em corte de estrada e (B) detalhe da rocha evidenciando grande estiramento de cristais de quartzo...... 30

Figura 21: Aspectos petrográficos do sericita quartzo milonito, lâmina LS-008, (A) nicóis paralelos e em (B) cruzados, aspecto geral da rocha mostrando a foliação milonítica; (C) nicóis paralelos e em (D) cruzados, porfiroclasto de plagioclásio rotacionado; e (E) nicóis paralelos e em (F) cruzados, a clorita substituindo a biotita na sombra de pressão nos grãos de plagioclásio e presença de carbonato...... 31

Figura 22: Aspectos petrográficos de feições de alteração hidrotermal nos litotipos da região. (A) substituição de grãos de actinolita por biotita, (B) substituição de grãos de biotita por clorita, (C) presença de quantidade significativa de carbonato, nos metagranodioritos e milonitos; (D) quantidade significativa de carbonato e clorita nas rochas metamáficas; (E) grande presença de sericita e quartzo nos milonitos e (F) grande presença de epidoto nas rochas metamáficas...... 36

Figura 23: Perfil esquemático de alterações hidrotermais associado ao longo do Lineamento Congonhas-Itaverava. Act=actinolita, bt=biotita, cb=carbonato, cl=clorita, ep=epidoto, qtz=quartzo, ser=sericita, e ttn=titanita...... 37

Figura 24: Esquema mostrando as associações de minerais hidrotermais em rochas do Lineamento Congonha-Itaverava. Ser- sericita, Qtz- quartzo, Chl- clorita, Cb- carbonato, Sl-

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ÍNDICE DE TABELAS

Tabela 1: Tabela de pontos com respectivas coordenadas, litologia e lâminas relacionadas...... 6

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Resumo

Na borda sul do Cráton São Francisco, encontra-se a transição entre o Cinturão Mineiro (CM) e Quadrilátero Ferrífero (QF), ainda pouco compreendida do ponto de vista de seu limite físico, geológico e significado tectônico A principal estruturação da área está condicionada pelo Lineamento Congonhas-Itaverava, que corresponde a uma grande zona de cisalhamento de direção NW-SE. Nessa área são encontrados diversos litotipos que incluem granítoides, metamáficas e metaultramáficas. Esse Trabalho de Conclusão de Curso propõe a caracterização de campo e petrográfica das prinipais unidades regionais. Os resultados apontaram para quatro unidades regionais: Santo Antônio do Pirapetinga, Nova Lima, Congonhas, e Alto Maranhão. Essas rochas apresentam forte deformação dúctil com desenvolvimento de foliação miloníticas nas zonas centrais do lineamento, associada a percolação de fluidos gerou rochas com paragêneses hidrotermais. Foram identificados padrões de alteração hidrotermal: carbonatação, cloritização, alteração cálcica com actinolita, alteração potássica com biotita e zonas internas com quartzo-epidoto-sericita-titanita. A transição entre o CM e o QF pode ser marcada pelas sequências de rochas descritas nesse trabalho que tem sua gênese atrelada a processos geológicos no Riaciano. Isso pode se refletir também na metalogênese do Au no CM. Desta forma, o presente trabalho torna-se importante para o aumento do conhecimento geológico da região.

Palavras chave: petrografia, metalogênese, Lineamento Congonhas-Itaverava, Cinturão Mineiro.

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CAPITULO 1

INTRODUÇÃO

1.1 APRESENTAÇÃO

O Cinturão Mineiro parte da borda sul do Cráton São Francisco e compreende uma faixa de direção NE-SW com rochas plutônicas félsicas a intermediárias e sequências supracrustais (Noce et al. 2000; Teixeira et al. 2000; Seixas et al. 2012, 2013). Processos colisionais e fusão de crosta Arqueana ocorreram durante a Orogenia Riaciana de 2,10 a 1,94 Ga (Teixeira et al. 2015) e deram origem às principais sequências de rochas do Cinturão Mineiro.

A porção norte do Cinturão Mineiro é limitada pelo Quadrilátero Ferrífero, embora o exato limite entre ambos domínios não seja bem definido. O Quadrilátero Ferrífero compreende principalmente (i) complexos granito-gnáissicos arqueanos, (ii) greenstone belts arqueanos e (iii) sequências supracrustais proterozoicas. Compreende uma região polideformada que registra três eventos orogênicos: Rio das Velhas (2,75-2,65Ga, compressão de NE para SW; Baltazar & Zucchetti 2007), Riaciana (~2,1Ga, compressão de SE para NW) e Panafricano- Brasiliano (~0,6-0,5Ga, compressão de E para W) (Chemale Jr. et al. 1994; Alkmim & Marshak 1998; Lobato et al. 2007; Noce et al. 2007).

Nesse contexto encontra-se a transição entre o Cinturão Mineiro (CM) e Quadrilátero Ferrífero (QF), que parece ser representada pelo Lineamento Congonhas-Itaverava (LCI). Entretanto, o limite dessa transição e seu significado tectônico ainda continuam incertos. Nessa área são encontrados diversos litotipos que incluem granítoides, rochas metasedimentares, além de metamáficas e metaultramáficas. Essas rochas registram uma complexa evolução metamórfica e deformacional durante a Orogenia Riaciana (Noce et al. 2000, Seixas et al. 2012). No entanto, algumas das sequências supracrustais aí localizadas assemelham-se muito com sequências do Supergrupo Rio das Velhas (Baltazar & Zucchetti 2007).

As estruturas da área estão condicionadas pelo LCI, que corresponde a uma grande zona de cisalhamento de direção NW-SE. Ao longo dessa estrutura as rochas exibem feições miloníticas e indícios de alteração hidrotermal que estão relacionadas com possíveis mineralizações auríferas (Côrrea Neto et al. 2012).

Este trabalho de conclusão de curso pretende apresentar uma caracterização geológica do Lineamento Congonhas-Itaverava, na transição do Cinturão Mineiro com o Quadrilátero Ferrífero, bem com analisar suas implicações metalogenéticas para a região. Os resultados aqui alcançados permitirão a ampliação dos conhecimentos sobre essa grande estrutura que é o Lineamento Congonhas-Itaverava.

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1.2 LOCALIZAÇÃO

A área de estudo encontra-se na região a sudoeste do Quadrilátero Ferrífero, centro-sul de Minas Gerais (Figura 1), agrupando os municípios de Congonhas, Conselheiro Lafaiete, Itaverava e Ouro Branco, enquadrada na folha topográfica de Conselheiro Lafaiete (SF.23-X-A-VI), na escala 1:100.000, elaboradas pelo IBGE.

A região localiza-se a aproximadamente de 50 km de Ouro Preto, utilizando a rodovia MG-129, até Conselheiro Lafaiete, onde existe várias opções de rodovias para o acesso de localidades dentro da região de estudo. A área conta com as rodovias estaduais como MG-129, MG-443 e MG-030, e federais, BR-040 e BR-482. Além disso, várias estradas vicinais que interligam as localidades, distritos e comunidades, completam o sistema viário da região.

Figura 1: Mapa de localização com o polígono pontilhado em azul correspondendo aproximadamente a área de estudo.

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1.3 OBJETIVOS

O objetivo principal deste trabalho é realizar uma caracterização geológica do Lineamento Congonhas-Itaverava. Para o cumprimento desse objetivo são propostos os seguintes objetivos específicos:

(1) Caracterização dos principais litotipos ao longo do Lineamento Congonhas-Itaverava;

(2) Caracterização petrográfica dos principais litotipos regionais, incluindo relações de microestruturas e paragêneses metamórficas;

(3) Reconhecimento de possíveis indícios de mineralização;

(4) Compreensão da evolução tectônica da região e associação de possíveis eventos mineralizantes.

1.4 JUSTIFICATIVA O limite tectônico entre o QF e o CM ainda é pouco compreendido em relação aos principais litotipos e suas idades, estruturas e evolução tectônica. Nessa área são encontrados diversos litotipos que incluem granitoides diversos, rochas metasedimentares, além de metamáficas e metaultramáficas que registram uma complexa evolução metamórfica e deformacional possivelmente durante a orogenia riaciana (Noce et al. 2000; Seixas et al. 2012), embora correlações com rochas mais antigas pertencentes ao QF não possam ser descartadas.

Toda essa região e a porção norte do lineamento parecem marcar a transição do CM para o QF, porém a evolução dessas rochas no que diz respeito à idades de formação, metamorfismo e estruturas relacionadas ainda é algo que necessita melhor compreensão. Dessa forma, os resultados desse trabalho poderão fornecer respostas para estabelecer correlações, em termos de rochas, com o QF ou CM. Essas informações serão importantes para caracterizar como é essa transição entre CM e o QF.

Os depósitos de Au orogênico hospedados nas sequências greenstone belt Rio das Velhas no QF tem sido amplamente estudados ao longo das últimas décadas do ponto de vista de rochas hospedeiras e estruturas, padrões de alteração hidrotermal e paragêneses do minério além da relação da gênese desses depósitos com a evolução tectono-estrutural do QF (e.g. Lobato et al. 2001a, 2001b, 2007; Vial et al. 2007; Pereira et al. 2007; Martins et al. 2017). Por outro lado, os depósitos de Au localizados no Cinturão Mineiro, ao longo do Lineamento Congonhas-Itaverava, ainda são pouco conhecidos do ponto de vista de sua evolução geológica e metalogenética (Côrrea Neto et al. 2012).

As ocorrências auríferas ao longo da região podem ser reflexo de sua complexa evolução tectônica. A compreensão da evolução metalogenética desses depósitos e a relação com os já

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amplamente investigados no QF podem acrescentar informações valiosas para a metalogênese do Cinturão Mineiro. A evolução metamórfica do CM durante o Riaciano pode ter gerado rochas e criado um evento mineralizante importante na região. Estudos recentes de Tassinari et al. (2015) na Mina de Turmalina, greenstone belt Pitangui, podem indicar que a Orogenia Riaciana contribui com as mineralizações auríferas do QF. A compreensão do contexto geológico dessa região é fundamental para entender processos geológicos formadores dessas rochas e possíveis eventos mineralizantes associados.

1.5 MATERIAIS E MÉTODOS

Para execução desse trabalho de conclusão de curso foram estabelecidos os seguintes materiais e métodos:

1.5.1 Revisão bibliográfica

A etapa de revisão bibliográfica ocorreu durante todo o desenvolvimento do projeto e incluiu a consulta dos principais materiais bibliográficos de referência relativos à evolução geológica do Quadrilátero Ferrífero e Cinturão Mineiro, com ênfase também à metalogênese do Au em ambos terrenos.

1.5.2 Trabalhos de campos Trabalhos de campo foram realizados na área de estudo a partir de visitas a afloramentos, totalizando vinte nove pontos (Figura 2; Tabela 1), visando a caracterização dos principais litotipos e distribuição espacial, relações de contato, reconhecimento de estruturas regionais e possíveis indícios de mineralizações. Essa etapa incluiu amostragem de dois litotipos para a confecção de seções delgadas- polidas.

1.5.3 Estudos Petrográficos Estudos petrográficos em luz transmitida foram desenvolvidos no Departamento de Geologia – Escola de Minas, da Universidade Federal de Ouro Preto. Dezoito seções delgadas-polidas fornecidas pelo Serviço Geológico do Brasil (CPRM), através do EDITAL PIBIC/CNPq/Convênio UFOP-CPRM Nº 06/2018 e duas confeccionadas no Departamento de Geologia da Universidade Federal de Ouro Preto. As lâminas foram criteriosamente descritas durante o desenvolvimento do projeto (Figura 2).

Os estudos petrográficos focaram na caracterização mineralógica e textural dos litotipos, o reconhecimento de blastese mineral com as principais foliações das rochas, a caracterização das principais microestruturas e relação com estruturas regionais, e a determinação das principais feições hidrotermais. As fotografias das lâminas foram tiradas Laboratório de Microscopia e Microanálises (LMic) - Departamento de Geologia - Escola de Minas – UFOP. Por fim foi realizada o tratamento e

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interpretação dos dados obtidos com os estudos petrográficos. As lâminas que tem correlação com pontos visitados estão relacionadas na Tabela 1.

Figura 2: Mapa da área de interesse com a localização dos pontos visitados e das lâminas descritas.

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Tabela 1: Tabela de pontos com respectivas coordenadas, litologia e lâminas relacionadas. PONTO COORDENADAS(UTM) LITOLOGIA LÂMINAS MG-01 23K/ 640259E/ 7724187N Gnaisse - MG-02 23K/ 641513E/ 7721471N Metamáfica - MG-03 23K/ 641784E/ 7720986N Metamáfica - MG-04 23K/ 643800E/ 7719968N Metamáfica - MG-05 23K/ 642523E/ 7719598N Metamáfica LS009 MG-06 23K/ 641778E/ 7718603N Gnaisse - MG-07 23K/ 640499E/ 7717986N Metamáfica/Metaultramáfica LS012 MG-08 23K/ 640346E/ 7717667N Metamáfica - MG-09 23K/ 639999E/ 7715614N Milonitos LS008 MG-10 23K/ 641680E/ 7713455N Metatonalito LS078 MG-11 23K/ 635882E/ 7725855N Metamáfica - MG-12 23K/ 635573E/ 7725849N Metamáfica - MG-13 23K/ 634300E/ 7719765N Metamáfica - MG-14 23K/ 639190E/ 7714989N Metatonalito - MG-15 23K/ 637967E/ 7715070N Metatonalito LS-077 MG-16 23K/ 626503E/ 7721210N Metatonalito - MG-17 23K/ 621637E/ 7725395N Metatonalito - MG-18 23K/ 621099E/ 7731249N Tonalito LMG-18 MG-19 23K/ 621265E/ 7731660N Serpetina Talco Xisto LMG-19 MG-20 23K/ 633305E/ 7724235N Metamáfica - MG-21 23K/ 632204E/ 7722583N Gnaisse - MG-22 23K/ 631576E/ 7721716N Milonitos - MG-23 23K/ 636212E/ 7720792N Metaultramáfica LS-174 MG-24 23K/ 637265E/ 7720066N Gnaisse - MG-25 23K/ 638629E/ 7721557N Gnaisse - MG-26 23K/ 641389E/ 7729805N Metamáfica - MG-27 23K/ 642298E/ 7729427N Gnaisse - MG-28 23K/ 642698E/ 7728901N Metamáfica - MG-29 23K/ 644136E/ 7726367N Metaultramáfica -

CAPÍTULO 2

2 CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL

2.1 QUADRILÁTERO FERRÍFERO

2.1.1 Estratigrafia

O Quadrilátero Ferrífero (QF) ocupa a parte do sul do Cráton Francisco e é limitada a leste pela Faixa Neoproterozoica-Cambriana Araçuaí, e ao sul, pelo Cinturão Mineiro (CM) do Paleoproterozoíco (Figura 3). O QF compreende quatro unidades litoestratigráficas Arqueano-Paleoproterozoicas (Figura 4) que incluem (i) Complexos metamórficos arqueanos do embasamento, compostos de gnaisses, migmatitos e granitoides; (ii) sequências greenstone belts pertencentes ao Supergrupo Rio das Velhas de idade arqueana e formado por rochas metavulcânicas e metassedimentares de baixo a médio grau metamórfico; (iii) rochas metassedimentares de baixo a médio grau metamórfico pertencentes Supergrupo Minas de idade neoarqueano-paleoproterozoico,; e (iv) Grupo Itacolomi, paleoproterozoico, composto por metarenitos e metaconglomerados. A geometria do QF é representada por domos e quilhas, com a sequências supracrustais bordejando os domos TTG’s (Marshak et al. 1997; Alkmim & Marshak 1998; Farina et al. 2016).

Os complexos granito-gnáissicos do embasamento (e.g. Complexos Santa Bárbara, Campo Belo, Belo Horizonte, Caeté, Bação, Bonfim e Santa Bárbara) compreendem gnaisses tonalíticos- trondhjemíticos-graníticos (TTG’s) que variam de idade de 3,20 a 2,76 Ga e posteriormente intrudidos por granitóides de transição de alto a médio potássico entre 2,76 e 2,63 Ga (Lana et al. 2013; Farina et al. 2016). Esses corpos comumente exibem feições de migmatização, possivelmente formadas em 2860 +14/−10 Ma e 2772 ±6 Ma (Noce et al. 1998).

O Supergrupo Rio das Velhas é representado por uma sequência típica greenstone belt arqueana composto por rochas máficas e ultramáficas, rochas vulcanoclásticas, rochas sedimentares imaturas e rochas sedimentares químicas (Dorr 1969; Alkmim & Marshak 1998), individualizados em Grupo Quebra Ossos, na base, Grupo Nova Lima e Grupo Maquiné, no topo (Lobato et al. 2005). Estas rochas passaram por metamorfismo de fácies xisto verde a anfibolito inferior e são comumente afetadas por alteração hidrotermal (Ladeira et al. 1983; Zucchetti et al. 2000). Baltazar & Zuchetti (2007) sugerem ainda que as rochas do Grupo Nova Lima foram formadas durante seis ciclos vulcano-sedimentares que incluem da base para o topo (i) rochas vulcânicas (máficas e ultramáficas), (ii) sequências vulcano- química-sedimentares, (iii) sequências clástico-química-sedimentares, (iv) sequências vulcanoclásticas, (v) rochas resedimentadas e (vi) depósitos costeiros. Diversas intrusões graníticas cortam a sequência Trabalho de Conclusão de Curso, n. 348, 60p. 2019. do Supergrupo Rio das Velhas com idades de cristalização em 2780–2760 Ma, 2720–2700 Ma e 2600 Ma (Machado et al. 1992; Noce et al. 2007).

Figura 3: Mapa geológico do Quadrilátero Ferrífero modificado de Alkmim & Marshak (1998). Abreviaturas dos batólitos e plutons: C-Caeté dome, F-Florestal, M-Mamona, P-Pequi, Sa-Samambaia; SN- Souza-Noschese. Inserção: esboço tectônico do cráton de São Francisco mostrando a localização dos cinturões orogênicos Brasilianos, bem como o Cinturão Mineiro Paleoproterozoico. Abreviações: G, J, IS e S são os blocos Gavião, Jequi e Itabuna-Salvador-Curaçá a e Serrinha, respectivamente (Farina et al. 2016).

Sequências metassedimentares paleoproterozoicas são representadas principalmente pelo Supergrupo Minas e pelo Grupo Itacolomi (Alkmim & Marshak 1998). O Supergrupo Minas sobrepõe o Supergrupo Rio das Velhas em discordância angular, e é composto por um espesso pacote de rochas metassedimentares clásticas-químicas de ambiente plataformal a sin-orogênica (Alkmim & Noce 2006). Da base para topo, a estratigrafia é constituída pelos grupos: (i) Caraça – rochas metassedimentares clásticas formadas a partir de depósitos aluviais, eólicos e marinhos, que são representados pelas formações Tamanduá (metarenitos), Moeda (metaconglomerados e metarenitos) e Batatal (metapelitos); (ii) Itabira – dividido em Formação Cauê (BIF’s, Itabiritos, Anfibólio-itabirito) e Formação Gandarela (mármores); (iii) Piracicaba – composto pela Formação Cercadinho (metarenitos), Fecho do Funil (metapelitos), Tabuoes (metarenitos) e Barreiro (pelitos carbonosos); e (iv) Sabará – constituído por depósitos do tipo flysch, composto por grauvacas e tufos (Alkmim & Noce 2006). O Grupo Itacolomi, por sua vez, compreende uma sequência sedimentar clástica molássica depositada durante o colapso do orógeno riaciano (Alkmim & Marshak 1998; Baltazar & Zuchetti 2007).

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Figura 4: Coluna estratigráfica do Quadrilátero Ferrífero (Alkimim & Noce 2006).

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2.1.2 Estrutural e Metamorfismo

O segmento sul do Cráton São Francisco, que inclui o Quadrilátero Ferrífero, foi formado por três processos de acreção distintos. O primeiro evento de idade 3,21-3,10 Ga representa o estágio embrionário juvenil, que compreende rochas do complexo Santa Bárbara (3,220 ±8 Ma e 3212 ±9 Ma) e do complexo Campo Belo (3205 ±25 Ma e 3047 ±25 Ma; Lana el al. 2013). O segundo estágio é representado pela orogenia Rio das Velhas (2,93-2,90 Ga) e migmatização dos complexos granito- gnáissicos com leucosoma de idade 2840 ±17 Ma (Lana el al. 2013). Por fim, a crosta arqueana foi intrudida por granitos potássicos datados em 2750-2700 Ma (Lana el al. 2013).

O Quadrilátero Ferrífero registra em suas rochas diversas fases tectônicas, que produziu padrões regionais complexos de deformação nas rochas da área (Dorr 1969; Alkmim & Marshak 1998). O QF é caracterizado por três conjuntos principais de estruturas, (i) dobras e falhas de escalas regional com trends NNE e vergência para NW, gerando grandes sinclinais (e.g. Moeda) e o homoclinal Serra do Curral; (ii) estruturas extensionais típicas de tectônica de domos e quilhas, onde ocorreu deformação e metamorfismo nas supracrustais peloproterozoicas que bordejavam os domos do embasamento; e (iii) falhas reativadas com vergência para W e sobreposição de estruturas preexistente na região leste do QF, com trend N-S (Chemale et al. 1994; Alkmim & Marshak 1998; Farina et al. 2016).

Segundo Alkmim & Marshak (1998), os conjuntos de estruturas correspondem a três fases cinemáticas que afetam as rochas dos Supergrupos Rio das Velhas e Minas, na evolução tectônica proterozoica. A idade máxima de formação das estruturas mais antigas é limitada pela idade de deposição do topo do Supergrupo Minas: o Grupo Sabará. Essa sequência do tipo flysch tem idade máxima de deposição de 2130 Ma (Machado et al. 1996) e aparece afetada pelos esforços de vergência para NW. Essa restrição de idade levou Alkmim & Marshak (1998) a interpretar que as dobras e falhas vergentes para NW foram formadas logo após a deposição do Grupo Sabará no antepais na Orogenia Riaciana. O metamorfismo regional de baixo a alto grau que afeta as rochas supracrustais de Minas está associado com esse evento, no entanto, não gerou uma forte foliação.

As segundas estruturas relacionam-se com a formação da geometria de domos e quilhas do Quadrilátero Ferrífero. Na borda dos domos, ocorre zonas de cisalhamento e aureolas metamórficas que sobrepõem a foliação arqueana, bem como o metamorfismo em fácies xisto verde inferior e a foliação, dobras e falhas nas sequências supracrustais. Esta evidência indica que o evento de domeamento ocorreu depois dos esforços de vergência para NW associados com os sinclinais (Alkmim & Marshak 1998).

No Neoproterozoico, estruturas preexistentes foram sobrepostas e reativadas por uma série de empurrões com vergência para oeste, atribuídas ao evento Brasiliano (650 - 480 Ma; Chemale et al. 1994; Alkmim & Marshak 1998), reconhecidas principalmente na borda leste do QF.

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Três eventos metamórficos e deformacionais afetam as rochas do QF e incluem (i) o evento Rio das Velhas (2,75 – 2,65 Ga; Baltazar e Zuchetti 2007); (ii) a Orogenia Riaciana (2,1 Ga) e (iii) o evento Brasiliano (0,6 – 0,5 Ga) (Chemale et al. 1994, Alkmim & Marshak 1998, Lobato et al. 2005, Noce et al. 2007).

2.1.3 Depósitos de Ouro

O Quadrilátero Ferrífero é mundialmente reconhecido por hospedar importantes depósitos de ferro (i.e. Formações Ferríferas Bandadas) e depósitos de Au orogênico de classe mundial (e.g. Cuiabá e Morro Velho), de tamanho intermediário (e.g. Raposos, São Bento, Passagem de Mariana e Córrego do Sítio) e outras diversas ocorrências menores (Lobato et al. 2001a, b, Vial et al. 2001).

Os depósitos de Au orogênico do QF são hospedados principalmente por sequências metavulcanosedimentares do Grupo Nova Lima, pertencente à base do greenstone belt Rio das Velhas. Esses depósitos ocorrem preferencialmente em formações ferríferas bandadas e em lapa seca (i.e. rochas intensamente hidrotermalizadas; Lobato et al. 2001b). Outros litotipos, que incluem metavulcânicas máficas e ultramáficas, metavulcanoclásticas e rochas metapelíticas, compreendem litotipos hospedeiros dos depósitos de Au do QF de menor expressão espacial (Lobato et al. 2001b).

Esses depósitos têm sido considerados como formados em um evento metalogenético arqueano durante os estágios finais de evolução do greenstone belt Rio das Velhas (e.g. 2672 ±14Ma, U-Pb em monazita dos depósitos Cuiabá e Morro Velho, Lobato et al. 2007; 2730 ±42 Ma, U-Pb em monazita no depósito Lamego, Martins et al. 2017). Em contrapartida, o registro de idades U-Pb em xenotima mais jovens nos depósitos Passagem de Mariana (496,3 ±2 Ma) e Lamego (518,5 ±9 Ma) mostraram a influência de eventos mineralizantes que se sobrepõe, especialmente na orogênese Brasiliana (Cabral et al. 2015, Martins et al. 2017).

Estudos recentes na Mina de Turmalina, no greenstone belt de Pitangui, apontam para um evento principal de mineralização durante o Riaciano (Tassinari et al. 2015). Esses resultados podem sugerir que a Orogenia Riaciana tenha uma importante contribuição nas mineralizações auríferas do QF e zonas adjacentes.

2.2 CINTURÃO MINEIRO

O Cinturão Mineiro localiza-se na borda sul do QF, compreendendo uma faixa de 170 km alongada na direção NE-SW. O cinturão é delimitado a norte pelo Lineamento Jaceaba-Bom Sucesso, a nordeste pelo Lineamento Congonhas-Itaverava e sul pelo terreno metamórfico de alto grau

Trabalho de Conclusão de Curso, n. 348, 60p. 2019. paleoproterozoico (Figura 5). A formação das rochas do Cinturão Mineiro parece ter ocorrido a partir da acreção de arcos de ilha e arcos continentais ativos durante o Paleoproterozoico, na Orogenia Riaciana (Noce et al. 2007, Seixas et al. 2012, Moreira et al. 2018).

As suítes TTG’s mais antigas reconhecidas nessa área são representadas pela suíte Lagoa Dourada de idade 2356 ±3 Ma e 2350 ±4 Ma (Seixas et al. 2012). Granitoides mais jovens são predominantes e representados por corpos cristalizados em ca. 2,2 – 2,1 Ga (e.g. Serrinha, Tiradentes e Ritápolis; Ávila et al. 2010, Teixeira et al. 2015), incluindo a suíte Alto Maranhão (2130 ± 2 e 2124 ± 1 Ma, Noce et al. 2000; 2128 ± 10 Ma, Seixas et al. 2013). As sequências Rio das Mortes e o Nazareno são representantes de sequências metavulcanosedimentares do tipo greenstone belts de idade ainda muito controversa.

A suíte Lagoa Dourada é composta por metatonalitos, com caráter cálcio-alcalino, metaluminosa a levemente peraluminosa de baixo K, interpretado como produto de fusão de crosta máfica em contexto intra-oceânico (Seixas et al. 2012). As suítes Tiradentes e Serrinha compreendes rochas tonalíticas a graníticas, metealuminosas a peraaluminosas. A Suíte Serrinha possui valores de

87 86 idade modelo Sm/Nd entre 2,6 e 2,3 Ga, valores de ƐNd (-0,8 e +1,8) e Sr/ Sr = 0,703; e a Suíte

87 86 Tiradentes com idade modelo 2,4 a 2,3 Ga, valores de ƐNd (+1,1 e +2,8) e Sr/ Sr (0,702 a 0,703), indicando que são provenientes de fontes juvenis com curta residência crustal (Ávila et al. 2010, 2014).

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A suíte Ritápolis são rochas granodioríticas cálcio-alcalinas, metaluminosa a levemente peraluminosa e de alto a baixo potássio, contendo vários tipos de xenólitos. Os valores idades modelo

Sm/Nd variam entre 3,6 e 3,1 Ga e valores de ƐNd entre -4,9 e -7,7 (Noce et al. 2000; Teixeira et al. 2014). Esses dados apontam que houve retrabalhamento da crosta arqueana preexistente na gênese da suíte (Noce et al. 2000; Teixeira et al. 2014).

A suíte Alto Maranhão é composta principalmente por metatonalitos com autólitos dioríticos, injetados granitoides e pegmatitos, com valores idades modelo Sm/Nd variam entre 2,3 e 2,4 Ga e valores de ƐNd entre -0,9 e +1,3 (Seixas et al. 2013). Esses dados indicam gênese a partir de uma fonte juvenil com curta residência crustal (Seixas et al. 2013).

A sequência Rio das Mortes é composta por anfibolitos e metassedimentos (filitos, gonditos e quartzito) e metaultramáficas (Ávila 2000; Toledo 2002). Os anfibolitos apresentam idades U-Pb entre

2231 ± 5 e 2202 ± 11 Ma, e assinatura isotópica ƐNd (+ 0,1 e -1,5) que denota afinidade juvenil (Ávila et al. 2012). A sequência Nazareno possui rochas máficas e ultramáficas, e também serpentinitos, talco- clorita xisto, anfibolitos, gonditos, fiitos e quartzitos (Toledo 2002; Ávila et al. 2010). Em anfibolito se obteve idade de cristalização U/Pb de 2267 ± 14 e 2223 ± 4 Ma, assinatura isotópica Ɛnd=+6,8 e 87Sr/86Sr = 0,702 (Ávila et al. 2012). Barbosa (1985), anteriormente coloca essas sequências com sendo o greenstone belt Barbacena e que podem ser correlacionadas com as supracrustais presentes no lineamento Congonhas-Itaverava.

Na região, o metamorfismo das unidades do litoestratigráficas do cinturão varia de fácies xisto verde à anfibolito (Ávila et al. 2010). Esse metamorfismo é registrado por três eventos, que incluem idades de: (i) 2192 ± 6 Ma datado em anfibolitos (U-Pb em zircão), alcançando fáceis anfibolito (Cherman 1999; Toledo 2002; Ávila et al. 2010); (ii) 2160-2100 Ma (Pb-Pb em zircão), que afetou os greenstone belts e alcançou fáceis anfibolito a xisto verde (Ávila et al. 2008) e (iii) 2050 ± 12 Ma (U- Pb em zircão, Silva et al. 2002) e de 2059 ± 6 Ma (U-Pb em titanita, Machado et al. 1992), alcançando fáceis anfibolito.

Com relação a deformação são descritas três fases principais: (i) a primeira identificada em xenólitos de rochas máficas onde há presença de xistosidade (Toledo 2002); (ii) a segunda caracterizada pela foliação principal NE-SW que representa a estruturação regional, e a foliação do conjunto de rochas e zonas de cisalhamento principais que apresentam mergulho subvertical; e a terceira caracterizadas por zonas de cisalhamento e falha associadas com orientação NW-SE (Ribeiro et al. 1998).

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2.3 TRANSIÇÃO ENTRE CINTURÃO MINEIRO E QUADRILÁTERO FERRÍFERO

O Lineamento Congonhas-Itaverava abriga diversas sequências metavulcanosedimentares deformadas e cisalhadas com baixo grau metamórfico, denominado Cinturão de Congonhas-Itaverava (CCI) (Corrêa Neto et al. 2012). Tradicionalmente, as supracrustais do lineamento têm sido correlacionadas com greenstone belts arqueanos próximos. Baltazar & Zucchetti (2007) consideram as rochas ao longo do CCI como cronocorrelatas às pertencentes ao Supergrupo Rio das Velhas no QF, sendo, portanto de idade Neoarqueana. No entanto, outros estudos sugerem que essas rochas podem ser pertencentes à uma outra sequência denominada greenstone belt Barbacena (Barbosa 1985). O greenstone belt Barbacena é separado em dois cinturões, o greenstone belt Rio das Mortes e Nazareno que apresentam idades Paleoproterozoicas (Riacianas; Ávila et al. 2003, 2006). Trabalhos recentes de cartografia geológica pelo Serviço Geológico do Brasil (CPRM) tem ainda definido essas sequências como pertencentes ao Complexo Santo Antônio do Pirapetinga (Cavalcanti et al. 2016).

A sudoeste do lineamento afloram rochas ígneas e metamórficas relacionadas aos granitoides da suíte Alto Maranhão e as intrusivas do granitóide Congonhas. Além disso, a nordeste ocorre uma complexa intercalação tectônica de rochas supracrustais metamáficas e metaultramáficas com granitos e gnaisses, rochas intrusivas máficas-ultramáficas do Complexo Monsenhor Isidro (Seixas 1988; Heineck et al. 2003).

As sequências metavulcanosedimentares do CCI recobrem rochas gnáissicas 2,9 a 2,7 Ga em discordância observada em pequenas seções deformadas da porção NW do lineamento e são cortadas por plutons paleoproterozóicos (2,19-2,13 Ga) (Seixas et al. 2012, 2013).

Correa Neto et al. (2011), coloca o registro estratigráfico do Cinturão Congonhas-Itaverava a partir de unidade inferior metavulcânica máfica a ultramáfica, composta por metabasalto toleítico até metakomatiitos, seguida por uma unidade metassedimentar superior composta por metapelitos carbonosos e metagrauvacas. Esse cinturão está estruturado como um sinclinório, onde que no flanco nordeste está inserida a zona de cisalhamento Congonhas-Itaverava (Correa Neto et al. 2011).

2.4 METALOGÊNESE DO CINTURÃO MINEIRO

Ao longo do Lineamento Congonhas-Itaverava ocorrem importantes depósitos de Au hospedados em sequências metavulcanosedimentares (Seixas 1988) e associados com o desenvolvimento de amplas zonas de cisalhamento regionais. Embora essas mineralizações sejam economicamente subordinadas quando comparadas às mineralizações de ouro do QF, elas já foram alvos de pesquisa da empresa IAMGOLD.

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As mineralizações auríferas no LCI podem ser classificadas como pertencentes a categoria ouro orogênico, por estarem hospedadas em uma a zonas de cisalhamento e serem sincrônicas à atividade de estruturas de caráter compressivo (Côrrea Neto et al. 2012), possivelmente durante a Orogenia Riaciana.

Segundo Côrrea Neto et al. (2012), extensas zonas de alteração hidrotermal com carbonatação, cloritização e silicificação alteram os metabasaltos, metacherts e BIF’s ao longo do Lineamento Congonhas-Itaverava e envelopam as zonas mineralizadas. Esses padrões de alteração hidrotermalse desenvolveram ao longo de estruturas dúcteis e dúcteis-rúpteis. Pirrotita, pirita, calcopirita e arsenopirita são os principais minerais de minério e há um zoneamento com pirrotita nas zonas externas, pirita- calcopirita nas zonas intermediárias e arsenopirita nas zonas internas.

Os depósitos de Au localizados no Cinturão Mineiro, ao longo do Lineamento Congonhas- Itaverava, ainda são pouco conhecidos do ponto de vista de sua evolução geológica e metalogenética (Côrrea Neto et al. 2012). Se essas mineralizações podem ter processos genéticos semelhantes às descritas nos depósitos de Au orogênico do QF (e.g. depósitos Cuiabá, Morro Velho, Raposos, Lamego e Córrego do Sítio) ainda é algo que permanece em debate.

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CAPITULO 3

3 RESULTADOS

O levantamento geológico de alguns pontos aliado à descrição petrográfica detalhada dos litotipos permitiram a individualização de algumas unidades na região de estudo: Santo Antônio do Pirapetinga, Nova Lima, Congonhas e Alto Maranhão (Figura 6).

Figura 6: Mapa geológico simplificado e modificado da parte nordeste da folha Conselheiro Lafaiete (SF.23-X- A-VI), focando especialmente o Lineamento Congonhas-Itaverava e as áreas adjacentes.

3.1 UNIDADE SANTO ANTÔNIO DO PIRAPETINGA

A Unidade Santo Antônio do Pirapetinga compreende a unidade predominante na região. Os principais litotipos encontrados nessa unidade incluem rochas metamáficas, metaultramáficas e gnaisses.

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a) Metamáficas

As rochas metamáficas afloram na região principalmente como blocos rolados ou somente basculados (Figura 7A e B). Essas rochas são, em geral, isotrópicas, com tramas ígneas, embora em algumas porções elas apareçam levemente foliadas (Figura 7C e D). Tem coloração escura e composta quase exclusivamente por minerais máficos. Sua mineralogia predominante compreende anfibólio, plagioclásio e pouco quartzo, granulação média e textura equigranular. O plagioclásio é identificado na rocha como finos cristais lamelares com cerca de 2 mm. Por vezes, a rocha apresenta fraturas que aparentam ser causada pelo resfriamento da rocha e aparece algum sulfeto disseminado. Essas rochas podem ser cortadas ocasionalmente, por corpos ou injeções de granitoide de textura pegmatóide, de cor branca, com composição quartzo feldspáticas, especialmente nas regiões localizadas mais a norte da área.

Essas são rochas metamórficas de textura equigranular a porfiroblástica. Por vezes, apresentam textura blasto-subofítica (Figura 8A e B) e outras com textura nematogranoblastica (foliada) (Figura 8C e D), e de granulação fina a média. Em geral, essas rochas são compostas por actinolita (75 - 70 %), plagioclásio (15 - 5%), quartzo (7 – 2 %), epidoto (~5 %), titanita (~5%), e uma variedade de opacos como acessórios. É comum a presença de feldspatos saussuritizados. O plagioclásio e a actinolita pode 18

Trabalho de Conclusão de Curso, n. 348, 60p. 2019. aparecer como porfiroblastos. Os grãos de quartzo comumente exibem extinção ondulante e formação de subgrãos (Figura 8E e F). É possível notar texturas reliquiares do protólito, como o próprio arranjo dos cristais de feldspato. Em algumas porções são observados clorita, carbonato e biotita (Figura 8G e H).

Figura 8: Aspectos petrográficos das rochas metamáficas, (A) nicóis paralelos e em (B) cruzados da lâmina LS- 009, mostrando aspecto geral e textura blasto-subofítica; (C) nicóis paralelos e em (D) cruzados da lâmina LS- 036, rocha foliada com textura nematogranoblastica com cristais de titanita alongados; (E) nicóis paralelos e em (F) cruzados da lâmina LS-037, extinção ondulante nos grãos de quartzo; e (G) nicóis paralelos e em (H) cruzados da lâmina LS-512, presença de carbonato e clorita em algumas porções das rochas metamáficas.

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De forma localizada, ocorrem rochas metamáficas com paragêneses metamórficas já incluindo horblenda. Essas rochas possuem textura nematogranoblastica, foliada, de granulação fina. Sua composição mineralógica é dada por hornblenda (~55%), quartzo (~20%), plagioclásio (~15%), titanita (~5%) e como acessórios biotita, apatita, epidoto e opacos (Figura 9A e B). O quartzo pode apresentar extinção ondulante.

b) Metaultramáficas

As rochas metaultramáficas ocorrem intercaladas em meio as metamáficas. Essa são representadas por talco xistos e serpentinitos. Os (i) talco xistos (Figura 10A), são rochas foliadas, com xistosidade, de coloração verde, composta por talco, clorita e pode apresentar pirita disseminada (Figura 10B), (ii) clorita serpentina granofels (Figura 10C) são rocha não foliadas, de coloração verde, composta por serpentina, clorita, anfibólio e pouco talco. Pseudomorfos de fenocristais restritos à um horizonte, possivelmente representando uma textura cumulática (Figura 10D).

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Figura 10: Aspectos de campo das rochas metaultramáficas, (A) vista geral dos blocos de talco xisto nas margens de uma estrada e (B) amostra de talco xisto foliado na estação MG-29, (C) vista geral de um garimpo de serpentinito e (D) evidências de processo cumúlaticos no serpentinito, estação MG-23.

Microscopicamente, os clorita serpentina granofels tem granulação fina e são compostos por serpentina (~55%), Mg-Fe clorita (~22%), talco (15%), tremolita (~5%) e opaco (~3%). A tremolita ocorre subédrica a euédrica (Figura 11A e B), e o talco e clorita apresentam-se dispersos na massa de serpentina (Figura 11C e D).

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c) Gnaisses

Os gnaisses estão rochas muito alteradas que ocorrem pontualmente na região (Figura 12A e B) como pequenos afloramentos em meio as rochas metamáficas. São rochas bandadas (Figura 12C), de coloração rosada, composta por feldspato, quartzo e filossilicatos (Figura 12D). Possui foliação com atitudes 35/85, 80/70, 70/60, 210/45 e 90/43; lineação de estiramento mineral, 105/32, no plano de foliação 90/43.

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3.2 UNIDADE NOVA LIMA

O principal litotipo encontrado nessa unidade são talco serpentina xistos. Essas rochas estão restritas as proximidades de Congonhas, próximas ao contato com o granito Congonhas. Compreendem rochas extremamente deformadas dobradas e redobradas. Os talco serpentina xistos são rochas foliadas de coloração verde (Figura 13A e B), composta majoritariamente por serpentina, talco e clorita. Parece apresentar estruturas reliquiares de pillow lavas deformadas (Figura 13C) e pseudomorfos de olivina (Figura 13D).

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Essas são rochas metamórficas de granulação fina, composta por serpentina (~60%), talco (~20%), tremolita (~10%) e opacos (~10%). A rocha apresenta-se muito serpentinizada. Os minerais opacos aparecem dispersos na rocha, com forma granular e granulação maior que os demais (Figura 14A e B).

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3.3 UNIDADE CONGONHAS

O principal litotipo encontrado nessa unidade são tonalitos. Os tonalitos são restritos a porção mais a noroeste do LCI, já no município de Congonhas (Figura 15A), tem coloração cinza-claro, composto por feldspato, quartzo e biotita, de granulação fina a média e equigranular (Figura 15B). Possui foliação discreta (Figura 15C) e é restrito a porção mais a noroeste do LCI, já no município de Congonhas.

Microscopicamente, essa rocha tem textura equigranular a porfirítica e granulação média (Figura 16A). Composta por plagioclásio (~52%), quartzo (~30%), sericita (~10%), biotita (~3%), microclina (~3%) e como acessórios epidoto, titanita e opacos (Figura 16B). Quando porfirítica, o

Trabalho de Conclusão de Curso, n. 348, 60p. 2019. plagioclásio e a microclina ocorrem como porfiros. A sericita aparece como mineral secundário e em alguns grãos de quartzo podem ocorrer extinção ondulante.

3.4 UNIDADE ALTO MARANHÃO

Os principais litotipos encontrados nessa unidade incluem metatonalito e sericita quartzo milonitos.

a) Metatonalitos

Os metatonalitos afloraram em cortes de estrada e em drenagens (Figura 17A e B). São rochas de coloração cinza clara a cinza médio, granulação fina a média, foliada, composta por biotita, feldspato, quartzo e pouco anfibólio (Figura 17C). Apresenta foliação milonitica discreta (Figura 17D). É comum a ocorrência de bolsões e fronts de biotita, por vezes alongadas, em algumas porções da rocha.

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Figura 17: Aspectos de campo dos metatonalitos, estações MG-14 e MG-15, (A) e (B) vista geral de afloramentos nas margens da BR-482 e em drenagens, (C) detalhes de amostra, mostrando presença de biotita, quartzo, plagioclásio e anfibólio, e (D) foliação milonitica discreta.

Ocorre também metatonalitos de coloração cinza-médio, fino a médio, equigranular, composto por feldspato, biotita, quartzo e presença relevante de epidoto (Figura 18A e B). Possui foliação discreta (Figura 18B). Ocorre cortado por alguns veios leucocráticos (Figura 18C). Apresenta estrutura do tipo “boudin” (Figura18D).

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Microscopicamente, os metatonalitos são rochas metamórficas protomiloníticas. Essas rochas são compostas por quartzo (~30%), plagioclásio (~20%), biotita (20 - 15%), actinolita (15 - 10%) epidoto (10 - 5%), titanita (~5%) e com minerais acessórios allanita, Mg-Fe clorita, carbonato, apatita, zircão e opacos. O plagioclásio aparece como porfiroclasto que pode estar fraturado e a actinolita como porfiroblastos que por vez são substituídos pela biotita (Figura 19A, B, C e D). O epidoto aparenta substituir a biotita (Figura 19E e F). O quartzo apresenta extinção ondulante, subgrãos e novos grãos. Alguns quartzo e plagioclásio aparecem cominuídos (Figura 19G e H).

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Figura 19: Aspectos petrográficos das rochas metatonaliticas, (A) nicóis paralelos e em (B) cruzados, mostrando a substituição da actinolita por biotita na lâmina LS-007; (C) nicóis paralelos e em (D) cruzados, pórfiroblasto de actinolita na lâmina LS-007; (E) nicóis paralelos e em (F) cruzados, cristal euédrico de allanita e epidoto substituindo a biotita na lâmina LS-078; (G) nicóis paralelos e em (H) cruzados, porfiroclasto de plagioclásio cominuído na lâmina LS-078 .

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b) Sericita quartzo milonitos

Os sericita quartzo milonitos são rochas espacialmente restritos na região, geralmente próximas ao LCI. Compreendem rochas de coloração clara, muito foliada composta basicamente por quartzo e muscovita (Figura 20A). A rocha apresenta foliação milonítica e observa-se a presença de fitas de quartzo fortemente estiradas. O grande estiramento de cristais de quartzo parece caracterizar um tectonito do tipo L (Figura 20B). Os milonitos encontram-se tectonicamente imbricadas e a direção da foliação estão paralelas a grande zona de cisalhamento regional de direção NW-SE, LCI. Em campo aparece em contato com um xisto verde da unidade Santo Antônio do Pirapetinga.

Sericita quartzo milonito são rochas metamórficas porfiroclástica com matriz granolepidoblástica, com foliação milonítica (Figura 21A e B). Composta por quartzo (~60%), sericita (~20%), plagioclásio (~8%), biotita (~%5), carbonato (~5%), Mg-Fe clorita (~2%) e como assessórios opacos, apatita, zircão e pode ser que tenha algum K-feldspato. O plagioclásio aparece com porficlastos de até 1,5 mm em meio a matriz fina e apresenta fraturado e rotacionados (Figura 21C e D). A clorita substitui a biotita na sombra de pressão nos grãos de plagioclásio e observa-se grande presença de carbonato (Figura 21E e F). O quartzo apresenta extinção ondulante, subgrãos e novos grãos. Todos os minerais aparecem bem cominuidos.

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CAPITULO 4

4 DISSCUSÕES

4.1 ORIGEM E ASPECTOS METAMÓRFICOS-ESTRUTURAIS DOS LITOTIPOS REGIONAIS

Os resultados desse trabalho permitiram a identificação de quatro unidades regionais: (i) Unidade Santo Antônio do Pirapetinga, que consiste de rochas metamáficas, metaultramáficas e gnaisses; (ii) Unidade Nova Lima, que compreende principalmente talco serpentina xistos; (iii) Unidade Congonhas, composta por tonalitos; e (iv) Unidade Alto Maranhão, cujo principal litotipo são tonalitos com porções fortemente deformadas formando sericita quartzo milonitos. Diferentemente do reportado por Correa Neto et al. (2012), não foram encontrados filitos carbonosos, formações ferríferas e rochas metavulcânicas de fato.

As rochas metamáficas descritas nesse trabalho, tem características petrográficas e localização espacial que as colocam como sendo pertencentes ao Complexo Santo Antônio do Pirapetinga. As metaultramáficas aparecem localmente intercaladas em meio as metamáficas. Essas rochas podem também ser pertencentes ao Complexo Santo Antônio do Pirapetinga.

É possível perceber que há uma notável confusão de nomenclatura para esse grupo de rochas metamáficas e metaultramáficas na literatura, o que pode refletir a própria complexidade geológica dessa região. Trabalhos recentes de cartografia geológica realizados pelo Serviço Geológico do Brasil (CPRM) têm definido essas sequências como pertencentes ao Complexo Santo Antônio do Pirapetinga (Cavalcanti et al. 2016). Já Baltazar & Zucchetti (2007) consideram as rochas ao longo do CCI como cronocorrelatas às pertencentes ao Supergrupo Rio das Velhas no QF. Ao sul do LCI, ocorrem os greenstone belts Rio das Mortes e Nazareno que apresentam idades Paleoproterozoicas (Ávila et al. 2003, 2006). Apesar das peculiaridades do Complexo Santo Antônio do Pirapetinga (e.g. ausência de rochas metavulcânicas) é necessário a compreensão da sua idade para que o complexo possa ser correlacionado as sequências do Rio das mortes e Nazareno.

Os gnaisses que ocorrem pontualmente dentro da unidade Santo Antônio do Pirapetinga exibem um padrão deformação diferente das rochas ao seu entorno. Esses gnaisses podem ser pertencentes a esse complexo, pelo fato de estarem adjacentes as rochas metamáficas, ou ser consideradas rochas pretéritas às demais. Se de fato esses gnaisses ocorrem como grandes enclaves dentro das rochas metamáficas eles poderiam representar rochas mais antigas, possivelmente cronocorrelatas aos TTG’s mesoarqueanos encontrados no Quadrilátero Ferrífero.

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Com relação as rochas metatonalitos podem ser correlacionadas com a Suíte Alto Maranhão, que compreendem rochas tonaliticas a grandioriticas. Alguns metatonalitos aparecem com baixa deformação, já outros começam a exibir foliação miloniticas pelo fato de estar espacialmente mais próximos da zona de cisalhamento Congonhas-Itaverava. Próximo as zonas centrais do LCI, a deformação dúctil e a presença de feições de cisalhamento se intensificam. Nessas regiões observam-se muscovita-quartzio milonitos. Esses milonitos possivelmente se tratam de rochas da Suíte Alto Maranhão que foram intensamente deformadas, visto em campo com tectônico do tipo L.

A área mais a noroeste da região estudada talvez apresente os litotipos mais distintos do que foi observado na região central do LCI. A região de Congonhas é caracterizada pela presença de copo chamado Trondhjemito Congonhas, sendo assim os tonalitos aflorantes na mesma, provavelmente são correlacionados a esse corpo. Nessa mesma região afloram talco serpentina xisto. Essas rochas exibem padrões de deformação e, possivelmente, paragêneses metamórficas, distintos dos observados nas outras rochas metaultramáficas da região. Neste caso, essas rochas apresentam-se muito deformadas e são correlacionadas na literatura como sendo pertencente ao greenstone belts Rio das Velhas.

As paragêneses minerais encontradas nas rochas metamáficas e metaultramáficas apontam para condições metamórficas de baixo grau, em fácies xisto verde. Isto é evidenciado pela presença de actinolita nas rochas metamáficas e talco nas metaultramáficas. Localmente o metamorfismo pode chegar até a fácies anfibolito, evidenciado pela presença de hornblenda em rochas metamáficas, embora a relação de contato entre esses corpos ainda precise ser melhor compreendida. O Complexo Santo Antônio do Pirapetinga parece exibir um padrão de deformação diferente em sua extensão, na borda mais foliado e no meio isotrópico.

4.2 IMPLICAÇÕES TECTÔNICAS

Tanto o LCI quanto o Lineamento Jaceaba-Bom Sucesso são as principais estruturas que delimitam o Cinturão Mineiro (Teixeira et al. 2015). O LCI representa uma importante descontinuidade crustal que parece justapor diferentes rochas ao longo de toda sua extensão. As sequências de rochas metamáficas e metaultramáficas na zona central e sudeste do lineamento tem sido motivo de amplos debates quanto à sua origem.

A ausência de sequências extensas de rochas metavulcânicas básicas e o padrão de deformação parecem ser diferentes dos caracterizados nas típicas sequências do greenstone belt Rio das Velhas. Por outro lado, os granitoides reconhecidos na região são claramente pertencentes às suítes paleoproterozoicas do Cinturão Mineiro.

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Portanto, as rochas metamáficas e metaultramáficas podem ter se formado durante a Orogenia Riaciana (Noce et al. 2007, Seixas et al. 2012, Moreira et al. 2018) e ter registrado condições de metamorfismo de fácies xisto verde a anfibolito (Ávila et al. 2010). Nesse caso, é possível que a região do LCI seja a principal estrutura que marque o contato entre o Cinturão Mineiro e o Quadrilátero Ferrífero. A intensa deformação ao longo do LCI pode ter justaposto rochas de diferentes idades e unidades, o que torna a região uma área extremamente completa do ponto de vista litológico e estrutural.

No entanto, uma maior atenção deve ser dada à essa transição entre Cinturão Mineiro e Quadrilátero Ferrífero e estudo mais detalhados, especialmente relativos à compreensão das idades dessas rochas.

4.3 ASPECTOS METALOGENÉTICOS

A região do LCI tem sido motivo de diversos estudos ao longo das últimas décadas. Um dos aspectos relevantes da região é a quantidade de ocorrência auríferas ao longo do trend NW-SE. Essas ocorrências são bem marcadas pela estrutura principal, padrões de alteração hidrotermal e suas respostas geofísicas e espectrais (Miethke et al. 2007).

Ao longo da LCI e em seus arredores são observadas feições de alteração hidrotermal superpostas nos litotipos ali presente. Nos milonitos e metatonalitos da Unidade Alto Maranhão, e em algumas metamáficas da Unidade Santo Antônio do Pirapetinga observam-se minerais possivelmente hidrotermais que alteram as paragêneses metamórficas dessas rochas. Nos metagranodioritos e milonitos parece ocorrer substituição de grãos de actinolita por biotita (Figura 22A), biotita por clorita (Figura 22B), e apresentam quantidade significativa de carbonato (Figura 22C). Nas metamáficas ocorre quantidade significativa de carbonato e clorita (Figura 22D). Nos milonitos há grande presença de sericita e quartzo fortemente estirados (Figura 22E). Também ocorre grande presença de epidoto nas metamáficas.

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Espacialmente as zonas de alteração hidrotermal são marcadas por um halo externo de (i) cloritização e (ii) carbonatação que se desenvolvem especialmente sobre as rochas metamáficas. Alteração cálcica com actinolita (iii) e (iv) alteração potássica com biotita marcam o halo intermediário já sobre as rochas (meta)graníticas da Suíte Alto Maranhão; As zonas internas, já com presença de

Trabalho de Conclusão de Curso, n. 348, 60p. 2019. alguns sulfetos, parecem ser marcadas pela intensa presença de (v) quartzo-epidoto-sericita-titanita (Figura 23).

Figura 23: Perfil esquemático de alterações hidrotermais associado ao longo do Lineamento Congonhas- Itaverava. Act=actinolita, bt=biotita, cb=carbonato, cl=clorita, ep=epidoto, qtz=quartzo, ser=sericita, e ttn=titanita.

Os padrões de alteração hidrotermal relatados aqui neste trabalho (i.e. carbonatação, cloritização, alteração cálcica com actinolita, alteração potássica com biotita e zonas internas com quartzo-epidoto-sericita-titanita) são similares aos descritos por Correa Neto et al. (2012) em testemunhos de sondagem de alvos auríferos ao longo do LCI (Figura 25). No entanto, estudos mais detalhados são necessários para a compreensão da evolução temporal dessas paragêneses e, consequentemente, o entendimento da evolução do sistema hidrotermal.

Figura 24: Esquema mostrando as associações de minerais hidrotermais em rochas do Lineamento Congonha- Itaverava. Ser- sericita, Qtz- quartzo, Chl- clorita, Cb- carbonato, Sl- stilpnomelana, Sph- esfarelita, Gn- grunerita, Gal- galena, Py- pirita, Cpy- calcopirita, Apy-arsenopirita, Po- pirrotita (Correa Neto et al. 2012).

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As mineralizações auríferas podem ser classificadas como pertencentes a categoria Au orogênico, por estarem hospedadas em uma a zonas de cisalhamento e serem sincrônicas à atividade de estruturas de caráter compressivo (Côrrea Neto et al. 2012), possivelmente durante a Orogenia Riaciana. Apesar das similaridades com alguns depósitos de Au orogênico do Quadrilátero Ferrífero (e.g. Cuiabá, Lamego e Córrego do Sítio), as mineralizações de ouro do LCI parecem ser geradas em um evento mais jovem.

Se de fato as rochas a norte do LCI tiverem sido formadas durante a Orogenia Riaciana, isso implica também em processos metalogenéticos distintos dos identificados nos depósitos de Au orogênico arqueanos do QF. Neste caso, é possível que os padrões de alteração hidrotermal observados em campo e, consequentemente, as mineralizações auríferas associadas sejam paleoproterozoicas, o que os diferencia da maioria dos depósitos de Au do QF (e.g. Cuiabá e Lamego; Lobato et al. 2001a,b; Martins et al. 2017). A idade máxima dessas mineralizações é marcada pela idade de cristalização da Suíte Alto Maranhão em 2130 ± 2 Ma (Seixas et al. 2012), já que estão hospedadas nessas rochas.

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CAPITULO 4

5 CONCLUSÃO

Os resultados desse Trabalho de Conclusão de Curso na região do longo do Lineamento Congonhas-Itaverava permitiram concluir que: i. Principais rochas são metamáficas, metaultramáficas e gnaisses, pertencentes a Unidade Santo Antônio do Pirapetinga; talco xistos, a Unidade Nova Lima; tonalitos, a Unidade Congonhas; e tonalitos com porções fortemente deformadas formando até sericita quartzo milonitos, a Unidade Alto Maranhão. ii. Rochas metamáficas e metautramáficas da zona central e sudeste do LCI exibem paragêneses minerais compatíveis com fácies xisto verde de metamorfismo regional e se diferentes em aspectos estruturais das sequências de rochas do Supergrupo Rio das Velhas; iii. Tanto a sequência de rochas metamáficas e meultramáficas quanto os diversos granitoides apresentam forte deformação dúctil com desenvolvimento de foliação miloníticas nas zonas centrais do LCI; iv. A intensa milonitização associada a percolação de fluidos gerou rochas com paragêneses hidrotermais. Foram identificados padrões de alteração hidrotermal: carbonatação, cloritização, alteração cálcica com actinolita, alteração potássica com biotita e zonas internas com quartzo-epidoto- sericita-titanita. No entanto, estudos mais detalhados são necessários para a compreensão da evolução temporal dessas paragêneses e, consequentemente, o entendimento da evolução do sistema hidrotermal. Esses processos podem ter relação direta com as mineralizações auríferas localizadas nessa região; v. A transição entre o CM e o QF pode ser marcada pelas sequências de rochas descritas nesse trabalho que tem sua gênese atrelada a processos geológicos no Riaciano. Isso pode se refletir também na metalogênese do Au no CM.

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