UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA

INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS CURSO DE GEOLOGIA

TIAGO XIMENES CABRAL DUTRA

ESTUDOS GEOQUÍMICOS E EM CONCENTRADOS DE BATEIA NA REGIÃO DO GRANITO DE CAMPO

FORMOSO, BA

Salvador 2008

TIAGO XIMENES CABRAL DUTRA

ESTUDOS GEOQUÍMICOS E EM CONCENTRADOS DE BATEIA NA REGIÃO DO GRANITO DE CAMPO

FORMOSO, BA

Monografia apresentada ao Curso de Geologia, Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia, como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia. Orientador: Prof. José Haroldo da Silva Sá

Salvador 2008

TERMO DE APROVAÇÃO

TIAGO XIMENES CABRAL DUTRA

Salvador, 16 de julho de 2008

ESTUDOS GEOQUÍMICOS E EM CONCENTRADOS DE BATEIA NA REGIÃO DO GRANITO DE CAMPO

FORMOSO, BA

Monografia aprovada como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia, Universidade Federal da Bahia, pela seguinte banca examinadora:

Jose Haroldo da Silva Sá - Orientador Doutor em Geologia pela USP UFBA Ernesto Alves da Silva Bacharel em Geologia pela UFPE CBPM Sérgio Augusto de Moraes Nascimento Doutor em Geologia pela UFBA UFBA

AGRADECIMENTOS

Meus primeiros agradecimentos são especialmente a meus pais Marconi e Diva pelo

apoio, amor e crença em minha nova profissão, a meus irmãos Igor e Leo por me

ensinarem a ver que com batalha tudo se vence e a Isabel Fróes pela psicologia,

pedagogia e por sempre enxergar o geólogo existente em mim.

Ao meu professor e orientador Haroldo Sá que sempre foi exemplo para mim, por

suas sugestões e paciência em todas as etapas do trabalho.

A CBPM (Companhia Baiana de Pesquisa Mineral) por todo apoio cedido para

realização deste trabalho e especialmente aos geólogos Ernesto Alves, Violeta e

Esdras Varjão; ao estagiário Felipe (Dilon); aos motoristas Lourival e Joel e aos

funcionários Teresa Cristina, Rosa Amélia e Val.

Ao GPA (Grupo de Petrologia Aplicada) pelos equipamentos cedidos, principalmente

a Maria de Lourdes e Ritinha.

Aos meus amigos e colegas da Universidade: Decrépito, Libório, Aninha, Tiago

Morro, Lucas Tranqüilo, André Caribes, Marco Bento, Davidson (Corôa), Edú

Bakana, Lisálvaro, Cristiano Muller, Monica (por todos os trabalhos de equipe),

Dudilis, Guiga, Jorge Leite (por todo incentivo inicial), Carrapato, André Fumaça,

Mariana Cayres, Luan Krug, Deraldo, Danilo, Igor Gnomo, Lusandra, Mick Summer e

Xalalá; aos professores Félix, Facelúcia, Geraldo Leahy, Marcos Pereira, Antônio

Flávio, Johildo Barbosa, Sergio Nascimento, Aroldo Misi, Simone Cruz, Osmário

Leite e Paulo Avanzo.

“Quando você olhar para algum corpo que não seja tão perfeito, olhe direito, pois cada olhar

contém o seu defeito.”

Catatau

RESUMO

Este trabalho apresenta os resultados de prospecção geoquímica em sedimentos de

corrente e concentrados de bateia realizados na área de exposição do granito de

Campo Formoso que, em princípio, apresenta feições litológicas, estruturais e

geotectônicas favoráveis a existência de mineralizações típicas do magmatismo

plutônico ácido, além de registros anteriores que indicaram a presença de wolframita

no domínio espacial deste granito.

Os resultados geoquímicos e mineralógicos obtidos não apresentam valores

significativos para os elementos pesquisados (W, Sn, Mo, Nb, Ta, Be), indicando

uma baixa potencialidade de mineralizações para o granito de Campo Formoso.

Entretanto em alguns pontos localizados restritamente, observam-se valores

relativamente elevados de estanho, zinco, chumbo, nióbio e ouro que são

recomendados para investigações mais detalhadas.

A coerente correlação verificada entre a geoquímica e os concentrados de bateia

com as litologias da área estudada possibilita a utilização destes parâmetros como

subsídio ao mapeamento geológico.

Palavras-chave: Sedimento de Corrente; Concentrados de Bateia; Granito de

Campo Formoso.

Abstract

This paper presents the results of geochemistry exploration in stream sediment and

pan concentrates, made in the area of exposure of Campo Formoso granite that, in

principle, serves lithological, structural and geotectonic favorable conditions to typical

mineralizations of the plutonic acid magmatism, as well as records earlier that

indicated the presence of wolframite in the space of granite.

The geochemical and mineralogical results obtained not shown significant results to

the elements W, Sn, Mo, Nb, Ta, Be searched, showing a low potential for

mineralizations for the Campo Formoso granite, but in some points located restrict,

there are values relatively high of tin, zinc, lead, niobium and gold that recomends

more detailed investigations.

The consistency of correlations founded in the geochemistry and pan concentrates

with the lithology of the sampled area allows the use of these parameters as

allowance for geological mapping.

Keywords: Stream Sediment; Heavy minerals concentrate; Campo Formoso granite

SUMÁRIO

1. INTRODUÇÃO 11

1.1 OBJETIVOS 12 1.2. CARACTERÍSTICAS FISIOGRÁFICAS DA ÁREA ESTUDADA 13

1.2.1. LOCALIZAÇÃO 13 1.2.2. GEOMORFOLOGIA 14 1.2.3. CLIMA 15

1.3. METODOLOGIA 16 1.3.1. Revisão bibliográfica 17 1.3.2. Trabalhos de Campo 18 1.3.3. Preparação de amostras 18 1.3.4. Métodos Analíticos 19

1.3.5. Análise e Integração de Dados 20 2. GEOLOGIA 21

2.1. TRABALHOS ANTERIORES 21 2.2. GEOLOGIA REGIONAL 22

2.2.1. Complexo Mairi 23 2.2.2. Complexo Máfico-Ultramáfico de Campo Formoso 24 2.2.3. Greenstone Belt de Mundo Novo 25 2.2.4. Grupo Jacobina 28 2.2.5. Granitos Intrusivos 30 2.2.6. Diques Ultramáficos associados a Serra de Jacobina 30 2.2.7. Coberturas Neoproterozóicas 31 2.2.8. Coberturas Cenozóicas 31

2.2.9. Características Geotectônicas 32 2.2.10. Mineralizações Associadas 34

2.3. GEOLOGIA LOCAL 34 2.3.1. Granito de Campo Formoso 35 2.3.2. Faciologias do Granito 35 2.3.3. Geologia Estrutural 40 2.3.4. Nível de erosão 43

3. MÉTODOS PROSPECTIVOS 45 3.1. SEDIMENTO DE CORRENTE 45 3.1.1. Resultados Obtidos 47 3.2. CONCENTRADOS DE BATEIA 64 3.2.1. Resultados Obtidos 65

4. ANÁLISE, INTEGRAÇÃO E INTERPRETAÇÃO DOS RESULTADOS 77 5. CONCLUSÕES E SUGESTÕES 79 6. BIBLIOGRAFIA 81

LISTA DE FIGURAS

Figura 1 - Mapa de situação e localização da área pesquisada. 13

Figura 2 - Mapa de Climas do Estado da Bahia, fonte SEI (1998). 16

Figura 3 - Mapa de distribuição das amostras estudadas 17

Figura 4 - Mapa geológico da região de Campo Formoso (adap. Rudowski). 22

Figura 5 - Mapa geotectônico dos blocos do cráton do São Francisco. 33

Figura 6 - Mapa magnetométrico do granito de Campo Formoso (CBPM). 42

Figura 7 - Modelo de evolução estrututural de um diápiro. 44

Figura 8 - Mapas de padrões de foliação (em corte horizontal). 44

Figura 9 - Foliações medidas e os limites do granito de Campo Formoso 44

Figura 10 - Mapa de distribuição e concentração geoquímica de Wolfrâmio 47

Figura 11 - Mapa de distribuição e concentração geoquímica de Estanho 49

Figura 12 - Mapa de distribuição e concentração geoquímica de Molibdênio 50

Figura 13 - Mapa de distribuição e concentração geoquímica de Boro 51

Figura 14 - Mapa de distribuição e concentração geoquímica de Flúor 52

Figura 15 - Mapa de distribuição e concentração geoquímica de Lítio 53

Figura 16 - Mapa de distribuição e concentração geoquímica de Cobalto 54

Figura 17 - Mapa de distribuição e concentração geoquímica de Nióbio 55

Figura 18 - Mapa de distribuição e concentração geoquímica de Cromo 56

Figura 19 - Mapa de distribuição e concentração geoquímica de Cobre 57

Figura 20 - Mapa de distribuição e concentração geoquímica de Níquel 58

Figura 21 - Mapa de distribuição e concentração geoquímica de Vanádio 59

Figura 22 - Mapa de distribuição e concentração geoquímica de Chumbo 60

Figura 23 - Mapa de distribuição e concentração geoquímica de Zinco 61

Figura 24 - Mapa de distribuição e concentração geoquímica de Bário 62

Figura 25 - Mapa de distribuição e concentração geoquímica de Berílio 63

Figura 26 - Mapa de distribuição e concentração de Magnetita. 65

Figura 27 - Mapa de distribuição e concentração de Ilmenita. 67

Figura 28 - Mapa de distribuição e concentração da Turmalina 68

Figura 29 - Mapa de distribuição e concentração da Granada 70

Figura 30 - Mapa de distribuição e concentração da Cromita 71

Figura 31 - Mapa de distribuição e concentração de Berilo 72

Figura 32 - Mapa de distribuição e concentração de Zircão 73

LISTA DE FOTOS E TABELAS

Tabela 1 - Concentração dos elementos químicos em diferentes litotipos 45

baseado em ROSE, HAWKS, WEBB (1979).

Tabela 2 - Tabela de correlação linear de Pearson. 77

Fotos 1 / 2 - Estufa de secagem e material peneirado. 15

Foto 3 - Bandamento composiconal do Complexo Mairi. 23

Foto 4 - Contato do granito Campo Formoso com a Serra de Jacobina. 24

Foto 5 / 6 - Brechas de contato e estratificações cruzadas. 26

Foto 7 - Seqüência sedimentar da Unidade Itapura. 27

Foto 8 - Roof pendents do Grupo Jacobina. 28

Foto 9 - Calcarenitos da Formação Salitre 31

Foto 10 - Contato erosivo entre o Granito e cobertura neoproterozóica. 35

Foto 11/12 - Fácies g1 do granito e zona de fraturamento. 37

Foto 13 - Textura isogranular fina no granito g1’. 37

Foto 14 - Veios de muscovita. 38

Foto 15 - Filões de g2 intrusivos em g1’. 38

Foto 16 - Pegmatitos na fácies g2. 40

Foto 17 - Falha normal truncando o granito de Campo Formoso. 41

Foto 18 - Concentração dos minerais pesados em bateia 64

Fotos 19/20 - Concentrados de magnetita vistos em lupa binocular. 66

Foto 21 - Grão de ilmenita. 67

Fotos 22/23 - Grãos de turmalina vistos no concentrado de bateia. 69

Foto 24 - Detalhe da granada espessartita. 70

Foto 25/26 - Grãos de Cromita. 71

Foto 27/28 - Grãos de zircão. 74

Foto 29 - Grão de apatita. 74

Foto 30/31 - Grãos de topázio e ouro. 75

11

1. INTRODUÇÃO

Dentre as características geológicas da porção norte da Serra de Jacobina destaca-

se a presença de vários corpos graníticos gerados no ciclo Transamazônico,

principalmente o chamado granito de Campo Formoso, cuja colocação reflete-se no

modelamento geomorfológico daquela parte da serra, formando uma espécie de

arco com a concavidade voltada para oeste. Além deste granito estão mapeados e

identificados nessa região os granitos de Flamengo, Jaguarari e Carnaíba, este

último associado com os principais depósitos de esmeralda da Bahia e que são

objeto de lavra garimpeira há mais de quatro décadas.

Esses granitos mostram caráter intrusivo tanto no embasamento gnáissico

migmatítico, de composição tonalítica-trondhjemítica-granodiorítica (TTG), como nos

metassedimentos do grupo Jacobina, arcabouço geológico da serra homônima. O

granito de Campo Formoso foi datado pelo método Rb/Sr em aproximadamente 1,97

bilhões de anos (Sabaté et al., 1990). No domínio deste granito encontram-se

também depósitos de esmeralda, na localidade de Socotó, provavelmente originados

pelos mesmos processos formadores dos depósitos similares de Carnaíba, através

de interações entre os fluidos pegmatíticos derivados do magma granítico e rochas

máfico-ultramáficas (Griffon et al. 1967).

Trabalhos recentes realizados naquela região mostraram que os padrões geofísicos

obtidos nos aerolevantamentos patrocinados pela CBPM (Garrido, 2000),

apresentam boas correlações com as unidades litológicas e estruturas identificadas

no granito de Campo Formoso e suas encaixantes (Varjão, 2007). Este autor

também mostrou, com base nessas correlações, os limites mais prováveis para o

corpo do granito de Campo Formoso, e que este não chegou ao estágio de diápiro

maduro. Assim, mantêm-se potencialmente favorável quanto a preservação de

possíveis mineralizações típicas das zonas apicais dos plútons intrusivos.

Além destes fatores, ocorrências de mineralizações de wolframita são listadas pela

CPRM (Companhia de Pesquisa de Recursos Minerais) e no mapa metalogenético

do Estado da Bahia (Misi, A.; Teixeira, J. B. G.; Sá, J. H. S., 2006) o que motivou

bastante este trabalho como um princípio de mineralização na região em estudo.

12

Nos modelos que tratam da metalogênese relacionada ao magmatismo ácido

destacam-se as mineralizações de tungstênio, molibdênio, estanho, cobre, tântalo-

nióbio além de vários tipos de pedras preciosas. Essas mineralizações podem ser de

natureza ortoderivada ou decorrentes de interações entre os fluidos magmáticos e

as rochas encaixantes.

Apesar da expressiva exposição de magmatismo granítico na região da serra de

Jacobina, as mineralizações de valor econômico até hoje conhecidas são os

depósitos de esmeralda de Carnaíba, onde também se recupera molibdenita como

subproduto, e os depósitos de Socotó.

O trabalho de pesquisa realizado deu prosseguimento àquele realizado por Varjão

(op. cit.), possibilitando a verificação e checagem de feições geológicas e estruturais

associadas com expressivas anomalias geofísicas identificadas através daqueles

aerolevantamentos, além de avaliar as potencialidades de mineralizações

associadas ao granito de Campo Formoso através de métodos de prospecção

geoquímica em sedimentos ativos de corrente e em concentrados de bateia e suas

subseqüentes interpretações.

1.1. OBJETIVOS

Tendo em conta a disponibilidade de dados e informações que, em principio,

apontam condições potencialmente favoráveis para mineralizações associadas ao

magmatismo granítico da região da serra de Jacobina, particularmente relacionada

com o granito de Campo Formoso, foi realizado um trabalho de pesquisa no domínio

deste granito, teve como objetivo principal investigar as mineralizações típicas deste

ambiente geológico, através de métodos geoquímicos e em concentrados de bateia

em sedimentos ativos de corrente, e a partir destes interpretar e sugerir um estudo

mais detalhado de áreas mais propícias às diversas mineralizações.

13

1.2. CARACTERÍSTICAS FISIOGRÁFICAS DA ÁREA ESTUDADA

1.2.1. LOCALIZAÇÃO

O município de Campo Formoso está situado ao norte do estado da Bahia, a oeste da

Serra de Jacobina, mais precisamente no piemonte norte do Itapicurú. Apresenta os

limites a norte, com Juazeiro e Sobradinho; a sul, com Antônio Gonçalves, Mirangaba

e Umburanas; a leste, com Senhor do Bonfim e Jaguarari; e a oeste, com Santo Sé

(Figura 2).

Figura 1 – Mapa de situação e localização da área pesquisada.

O acesso à cidade de Campo Formoso é feito, partindo de Salvador, pela BR-324 até

Feira de Santana, seguindo pela BR-116 norte até o entroncamento entre Serrinha e

Tanquinho, continuando pela rodovia Lomanto Júnior até Senhor do Bonfim e depois

pela BA-220 finalizando pela rodovia Herculano Menezes do entroncamento de

Antônio Gonçalves até Campo Formoso.

14

1.2.2. GEOMORFOLOGIA

As feições geomorfológicas regionais, foram estudadas e analisadas, permitindo a

definição de cinco zonas homólogas distintas, sendo elas, relevo montanhoso,

cristas residuais, relevo ondulado, depósitos de tálus e planícies aluvionares as

quais serão descritas a seguir:

• Relevo Montanhoso

O relevo Montanhoso é sustentado predominantemente por quartzitos, e

metaquartzitos nivelados, em média, na cota de 1.100 metros. O relevo é

dissecado por vales profundos e estreitos, podendo apresentar rochas sujeitas a

mais intensa alteração intempérica e erosão, como os ultramafitos e os xistos,

resultando em desníveis topográficos que podem chegar até 500 metros.

Apresentam formas de escarpas abruptas, canyons e topos planos,

caracterizando assim, um relevo pseudo-apalachiano. É representado pela Serra

de Jacobina.

• Cristas Residuais

Relevo formado por cristas alinhadas N-S e E-W, as quais são compostas

predominantemente por veios gigantescos de quartzo. Sua resistência à erosão, é

devido ao seu condicionamento estrutural linear característico e a sua

composição.

• Relevo Ondulado

Apresentam altitudes variando entre 400 e 900 metros, e constituem formas de

relevo arredondado, com desenvolvimento de padrões alveolares e rugosos. Os

principais materiais de degradação nas áreas de relevo ondulado estão

representados pelo granito de Campo Formoso.

15

• Depósitos de Tálus

Consiste em uma mistura de detritos em proporções variáveis, são depósitos de

seixos mal selecionados, inconsolidados, angulosos, oriundos das regiões serranas.

Ocorrem nas margens das cristas residuais e relevo montanhoso. São leques

coluvionais que se desenvolveram através de processos de escoamento superficial

e fluxo gravitacional, com transporte de material “in situ”. Os materiais depositados,

foram desagregados através de processos químicos e mecânicos, decorrente das

variações climáticas bruscas atuantes durante o Pleistoceno Médio Superior.

• Planícies Aluvionares

Desenvolve-se uma ampla várzea extensivamente inundada na época das

chuvas. Quando ocorre o recuo das águas, forma-se um depósito de areias e

argilas, trazidas pelos rios da região. O entalhamento das drenagens modernas

proporcionou e continua proporcionando a deposição de materiais clásticos finos a

grosseiros nas baixadas, os quais se encontram preservados nas margens dos

principais rios da área de estudo. Predomina o modelado de acumulação.

1.2.3. CLIMA

A região estudada apresenta uma variação de altitudes que vai de 350 metros, nas

planícies aluvionares presentes no granito, até 1.400 metros na Serra de Jacobina,

influindo nas duas variedades de climas encontrados de acordo com a classificação

de Kõppen. São elas, o clima Bsh, variando na parte centro-sul da área para Cfa.

• Cfa

Uma faixa de direção SW-NE, localizada na parte mais oriental da área, estendendo-

se até as proximidades de Jaguarari, apresenta clima do tipo Cfa, temperado, úmido,

chuvoso, mesotérmico com verões quentes e sem estação seca. Esse clima é

predominante na Serra de Jacobina: de Jacobina a Jaguarari, e parte ocidental

desta Serra. A temperatura varia entre 18º e 34º C, sendo os meses mais quentes

16

dezembro e janeiro e os mais frios, junho a agosto. A pluviosidade oscila entre 600 a

900 mm, distribuída em todo o ano, sendo mais intensa entre novembro e janeiro,

março e abril.

• Bsh

O restante da área é afetado pelo clima Bsh, semi-árido quente, com uma estação

chuvosa irregular de outubro a abril. Ë típico nas regiões de caatinga e do agreste. É

caracterizado por uma temperatura elevada (26º a 27º C em média), sendo o mês

mais quente dezembro ou janeiro (34º C) e o mais frio o de julho (22º C). A

pluviosidade oscila entre 400 e 500 mm anuais, distribuída entre os meses de

novembro a março.

Figura 2 – Mapa de Climas do Estado da Bahia, fonte SEI (1998).

1.3. METODOLOGIA

Visando o objetivo proposto neste trabalho, foi selecionada uma área de

aproximadamente 1400 Km2 composta pelo granito de Campo Formoso e suas

encaixantes utilizando-se a escala 1:100.000, devido ao contexto geológico e as

escalas utilizadas em levantamentos anteriores. A metodologia foi dividida nas

seguintes etapas descritas a seguir:

17

1.3.1. Revisão bibliográfica

Nesta etapa foi levantado um vasto acervo bibliográfico e elaborada uma síntese do

conhecimento sobre a região em estudo. Esses dados foram preparados em

ambiente de Sistemas de Informações Geográficas (SIG), através do software

ArcGis (Arcview 9.2), com informações sobre a plani-altimetria, rede hidrográfica,

geologia, geofísica e geoquímica.

Figura 3 – Mapa de distribuição das amostras estudadas e os limites do granito de Campo Formoso.

Foi realizado também um planejamento dos trabalhos de campo, com locação dos

pontos de interesse para verificações, coleta de sedimentos de corrente,

concentrados de bateia e levantamentos de campo sobre os mapas base na escala

de 1:100.000 disponibilizadas pelo IBGE/SEI (Figura 1).

18

1.3.2. Trabalhos de Campo

Os trabalhos de campo totalizaram 30 dias, distribuídos em três etapas, durante as

quais foram levantados 115 pontos (localizados com GPS), que foram descritos nas

suas características geológicas, estruturais e geomorfológicas circundantes de

acordo com o planejamento efetuado na etapa anterior.

Em campo foi dada a ênfase na coleta de sedimentos de corrente e concentrados de

bateia e eventuais amostras de rochas para análises litogeoquímicas.

O trabalho de coleta do sedimento de corrente foi realizado com a amostragem de

40 litros de material, retirados de locais estratégicos (traps = armadilhas) variados,

que posteriormente foram homogeneizados, peneirados e quarteados separando-se

dois litros para análise química do sedimento e 20L para concentração dos minerais

pesados em bateia, todos acondicionados e rotulados em sacos plásticos e lacrados

para evitar contaminações.

1.3.3. Preparação de amostras

As amostras destinadas a obtenção de concentrados de minerais pesados foram

selecionadas em uma bateia chinesa resultando na diminuição do material para em

média 10 gramas.

Após os trabalhos de campo as amostras foram secadas em lâmpadas (foto 1) a

temperatura de aproximadamente 80ºC e peneiradas na fração <80 mesh (foto 2)

nos laboratórios da CBPM. A fração <80 mesh foi enviada para análise dos

elementos F, Ta, Nb, Ag, Al, B, Ba, Be, Bi, Ca, Cd, Co, Cr, Cu, Fe, K, La, Li, Mg, Mn,

Mo, Na, Ni, P, Pb, Sb, Sc, Sn, Ti, V, W, Zn e Zr nos laboratórios da Geologia e

Sondagens Ltda.(SGS/GEOSOL), em Belo Horizonte.

19

Fotos 1 e 2 – Estufa de secagem e material peneirado.

1.3.4. Métodos Analíticos

• Sedimento de Corrente

As amostras de sedimentos de corrente (<80#) foram preparadas (pulverizadas,

homogeneizadas) para abertura em água régia, e pesadas em tubos de ensaio

calibrados. Após o preparo são adicionados 5 ml de água régia e aquecidas durante

uma hora em um banho de areia. As amostras são então esfriadas, aferidas com

água deionizada ou com solução de HCl 40% quando requerido análise de Prata. A

leitura foi realizada em espectometria de plasma (ICP/OES) e Absorção Atômica.

Foram realizados em algumas amostras o método de fluorescência de raios-x,

preparadas a partir da fusão da amostra por fundentes básicos (boratos, carbonatos

entre outros), gerando um vidro fundido de estrutura cristalina amorfa e massa

homogênea, numa quantidade suficiente para ser analisado em um espectrômetro

dotado de tubos de Rhodio como fontes de radiação. A tabela com os limites de

detecção de cada elemento para os métodos analíticos utilizados encontra-se em

anexo.

20

• Concentrados de Bateia

Foram realizadas análises mineralométricas nos concentrados de bateia utilizando-

se a lupa binocular (120x) sendo observadas as principais propriedades dos

minerais como cor, brilho, forma cristalina, clivagem, fratura, grau de trabalhamento

dos grãos (arredondamento e esfericidade) e estimado seu porcentual na fração por

análise semi-quantitativa relativa.

1.3.5. Análise e Integração dos Dados

Após obtidos os resultados geoquímicos e as análises mineralométricas foi realizada

uma integração de todos os dados e informações obtidos utilizando o software

ArcMap 9.2 para geração de mapas integrados e interpretativos.

21

2. GEOLOGIA

2.1. TRABALHOS ANTERIORES

Em 1969 Mascarenhas, J. F. definiu para a Serra de Jacobina, um estilo de

dobramento isoclinal com escamas tectônicas e espessura do pacote sedimentar de

quatro quilômetros.

No ano de 1978, a CPRM publicou o mapa geológico do projeto Serra de Jacobina

em escala de 1:50.000. No texto do referido mapa, obtêm-se uma descrição das

litologias, processos geológicos e características do meio físico de toda a região da

Serra de Jacobina e seu entorno. Couto et al. (1978) individualizou três

compartimentos litoestruturais para a região: (i) Complexo Metamórfico- Migmatítico,

(ii) Complexo Saúde e (iii) Complexo Itapicuru, incluindo as formações Cruz das

Almas (LEO et al., 1964), Serra do Meio, Água Branca (Griffon, op. cit.), e Oliveira,

Serra da Alegria e Varginha de Jordan (1972).

No ano de 1989 Rudowski realizou sua dissertação de doutorado “Petrologie et

geochemie des granites transamazoniens de Campo Formoso et Carnaíba (Bahia,

Bresil), et dês philogopitites a emeraudes associes” onde detalhou com muita

precisão toda a geologia do granito de Campo Formoso, seus limites e mineralizações

sugerindo uma evolução do granito de Campo Formoso, que evolui de um granito a

duas micas para um granito a muscovita-granada e alopegmatitos.

Couto et al. (1991) estudou o Complexo Ultramáfico, mineralizado em esmeralda, do

garimpo de Socotó sugerindo para ele alta potencialidade econômica devido as

similaridades dos condicionantes geológicos com o garimpo de Carnaíba, o maior

depósito de esmeralda do estado da Bahia.

Mascarenhas e Silva (1994) definiram uma seqüência vulcanossedimentar, associada

a Serra de Jacobina, denominada de Greenstone Belt de Mundo Novo.

Em 2000 a CBPM realizou o levantamento aerogeofísico, gamaespectométrico e

magnetométrico, na região de Senhor do Bonfim. A partir destes aerolevantamentos

22

Mascarenhas e Silva (2000) sugeriram um modelo conceitual para evolução do

Complexo Máfico-Ultramáfico de Campo Formoso e após furos de sondagem

descobriram embaixo do Grupo Una uma possível seqüência vulcanossedimentar

denominada de Greenstone Belt de Tiquara.

Estes trabalhos foram utilizados como fonte de dados para a elaboração do presente

relatório de importância significativa para a caracterização regional e local.

2.2. GEOLOGIA REGIONAL

Figura 4 – Mapa geológico da região de Campo Formoso (Adaptado de Rudowski, 1989).

23

Tendo em vista que a escala de mapeamento foi regional (1:100.000), neste capitulo

serão descritas todas as litologias presentes na área de trabalho, e no capítulo

geologia local faz-se por uma descrição mais detalhada do granito de Campo

Formoso e suas diversas fácies.

2.2.1. Complexo Mairi

O Complexo Mairi constitui o embasamento do Greenstone Belt de Mundo Novo e

da seqüência detrítica da Serra de Jacobina. Este complexo é composto por rochas

tonalito-granodiorito-graníticas (TTG) migmatizadas e gnaissificadas com

remanescentes isolados de seqüências supracrustais, além de anfibolitos e corpos

estreitos de rochas máfico-ultramáficas. Os afloramentos do Complexo Mairi, muitas

vezes, apresentam bandamento de espessuras variadas, com bandas claras de

minerais félsicos e bandas escuras de minerais micáceos, indicando protólito

sedimentar (foto 3). Todo este conjunto está polideformado e reequilibrado na fácie

anfibolito.

Foto 3 – Bandamento composicional do Complexo Mairi a sudoeste de Campo Formoso.

Na parte oriental da Serra de Jacobina, migmatitos e granitos forneceram idade Rb-

Sr de 2,66 Ga (SATO, 1986 apud MASCARENHAS et al., 1998), enquanto que, na

região de Piritiba-Largo, uma isócrona Rb-Sr em afloramento de gnaisse migmatitico

indica idade de geração em torno de 3,0 Ga (Brito Neves et al., 1980; Melo et al.,

1991).

24

2.2.2. Complexo Máfico-Ultramáfico de Campo Formoso

Este complexo integra um conjunto de corpos máfico-ultramáficos que afloram

desde a região das minas de esmeralda de Carnaíba, a SW de Campo Formoso, até

o maciço de Jaguarari, a NW da cidade de Jaguarari. Faz contato a norte com o

granito de Campo Formoso e gnaisses migmatíticos do embasamento e a sul com

os quartzitos, filitos, filonitos e itabiritos do complexo Itapicuru.

O complexo de Campo formoso é considerado Arqueano com idade entre 2,5-2,7 Ga

(Topitsch, 1993) devido à presença de xenólitos de ultramáficas com cromita dentro

do granito de Campo Formoso e de cromita detrítica nos quartzitos basais do

Complexo Itapicuru (Biondi, 2003). A ocorrência principal deste Complexo localiza-

se nos contatos do Granito de Campo Formoso (Foto 4) e do Complexo Mairi com o

Grupo Jacobina.

Granito de Campo Formoso

Complexo Máfico-Ultramáfico de Campo Formoso

Quartzitos da Serra de Jacobina

Foto 4 – Vista das rochas ultramáficas no contato do granito com a Serra de Jacobina na cidade de

Campo Formoso.

Em geral, na parte sul-sudeste do granito de Campo Formoso aparecem

serpentinitos enriquecidos com mineralizações de cromita e na parte norte-nordeste

são freqüentes talco-clorita xisto e talco-tremolita xisto.

25

Os horizontes de cromititos apresentam-se intensamente deformados por

deslocamentos condicionados por falhas de empurrão sobre o embasamento,

dificultando a reconstituição estratigráfica e suas variações laterais.

2.2.3. Greenstone Belt de Mundo Novo

Este greenstone constitui uma seqüência vulcanossedimentar composta pelas

unidades a seguir: Formação Água Branca, Grupo Jacobina Inferior, ambas

descritas por Griffon (op. cit.), parte do Complexo Itapicuru, de Couto et al. (op. cit.),

Complexo Saúde e Complexo Brejo dos Paulos, ambos de Arcanjo et al. (1978), e

seus prolongamentos para norte, constituintes do flanco oriental do sinclinório de

Curaçá (Jordan, 1971).

O greenstone Belt de Mundo Novo é constituído por litotipos bastante heterogêneos:

filitos, filonitos, formações ferríferas e manganesíferas, metagrauvacas, quartzitos,

metacherts, biotitagnaisses, biotita-muscovitagnaisses, rochas calcissilicáticas,

anfibolitos, metabasitos, serpentinitos e rochas metaultrabásicas não diferenciadas.

Existem dois grupos de rochas ultrabásicas e básicas de origem vulcânica nas

Serras de Jacobina e Saúde, constituintes do greenstone belt (Topitsch, 1993). Um

com características geoquímicas de magma parental komatiitico-peridotítico, e outro

constituído por toleiitos, toleiitos de alto magnésio ou basaltos komatiiticos,

ligeiramente diferenciados. Esses dois grupos não devem ser confundidos com o

complexo máfico-ultramáfico de Campo Formoso, pois este representa fatias

tectônicas do manto.

Segundo Peucat et al. (2002 apud LEITE, 2003) dados geocronológicos fornecidos

por zircão em rochas metavulcânicas félsicas atestam idade de 3,3 Ga (método U-

Pb SHRIMP).

Sugere-se detalhar os Complexos Saúde e Itapicuru pois são os melhores

representantes do greenstone belt de Mundo Novo em contato com o granito de

Campo Formoso.

26

• Complexo Saúde

Este complexo representa uma associação vulcano-sedimentar anteriormente

designada por Griffon (op. cit.) como Pré-Jacobina, metamorfizada na fácies

anfibolito a xisto-verde. Figueiredo (1981) utilizou para o Pré-Jacobina a

denominação de Cinturão Gnáissico de Senhor do Bonfim, admitindo que poderia

representar as partes superiores do Grupo Jacobina submetida a processos de

gnaissificação e migmatização. É encaixado entre rochas charnoenderbíticas de alto

grau do bloco Jequié (Cordani,1973) por seu lado leste e pelos TTG`s do Complexo

Mairi – Bloco Lençóis, a oeste. Nesta região as rochas do Complexo Saúde

apresentam-se na fácies granulíto, retrometamorfoseadas a fácies anfibolito alto,

com introdução de liquido leucocrático contendo granada (Soares). Para norte este

complexo encontra-se sobre o complexo Mairi e entra em contato tectônico por

transpressão sinistral com o Complexo Itapicurú a oeste e o Orógeno Curaçá-Ipirá a

leste (Melo et al., op. cit.).

Esta unidade é composta principalmente por paragnaisses aluminosos incluindo

kingizitos, com presença quase constante de formações ferríferas bandadas e

rochas calcissilicáticas associadas à metabasitos e metaultrabasitos. Os

paragnaisses apresentam normalmente mineralogia composta por cordierita, biotita,

plagioclásio e quartzo como fases principais. Estaurolita, silimanita, granada e

feldspato potássico podem ou não estar presentes. O contato com o Complexo

Itapicurú é marcado por uma região de falhas transpressivas sinistrais, com

formação de brechas (Foto 5).

Foto 5 - Brechas de contato. Foto 6 – Estratificações cruzadas

27

Seu protólito é de origem sedimentar, comprovado pela presença de clastos na

matriz da rocha (grauvaca semipelítica) e estratificações cruzadas de espessuras

variadas (Foto 6).

• Complexo Itapicuru

Este Complexo apresenta duas unidades distintas em função de suas características

genéticas ambas constituintes do greenstone belt de Mundo Novo, são elas:

Unidade Itapura e unidade Mundo Novo.

A unidade Itapura é essencialmente sedimentar, composta de quartzo micaxistos,

metaconglomerados, filitos mangnesíferos e metabasitos intrusivos (Foto 7).

Foto 7 – Seqüência sedimentar da Unidade Itapura nas proximidades da cidade de Saúde.

Sobreposta a Unidade Itapura está a Unidade Mundo Novo, uma seqüência vulcano-

sedimentar eoproterozoíca, composta predominantemente por rochas vulcânicas

intermediárias, intercaladas com sedimentos psamíticos, pelíticos e químicos

exalativos.

O Complexo Itapicurú está estratigraficamente acima do Complexo Saúde e abaixo

do Grupo Jacobina. O contato do Complexo Itapicurú com o Grupo Jacobina é

transpressional sinistral, através da falha de Pindobaçú. Esta unidade é composta

por intercalações métricas de quartzitos silicificados e Formações Ferríferas

Bandadas (FFB’s), prevalecendo os quartzitos em relação aos FFB’s.

28

2.2.4. Grupo Jacobina

Este Grupo é definido como uma bacia sedimentar, metamorfisada e deformada.

Apresenta-se alinhada num trend N-S, numa extensão de 300 Km e largura variável,

e em sua parte norte possui uma forma arqueada devido a intrusão do granito de

Campo Formoso. Suas litologias mergulham fortemente para leste e estão

separadas por falhas originadas por esforços compressivos provenientes do

sudeste, sempre acompanhadas por zonas de cisalhamento dúcteis de transpressão

e transcorrência.

Na região do granito de Campo Formoso ocorrem quartzitos verdes com fuchsita

pertencentes ao Grupo Jacobina e interpretados como “roof pendents” relacionados

à subsidência do batólito (Foto 8).

Foto 8 –Roof pendents do Grupo Jacobina.

Devido a inúmeras controvérsias oriundas da subdivisão estratigráfica deste grupo,

neste trabalho serão usados os conceitos de Mascarenhas et al. (1992) que dividiu

da base para o topo em cinco unidades litoestratigráficas:

• Formação Serra do Córrego (Leo et al., 1964).

Esta formação é representada por uma seqüência de quartzitos e conglomerados,

estes últimos portadores de mineralizações auríferas. Os conglomerados

29

apresentam grande variação quanto a seleção e arredondamento de seus seixos,

porém são oligomíticos.

Essa formação alcança espessuras da ordem de mil metros e pode ser definida em

dois ciclos de conglomerados e arenitos com estratificações cruzadas acanaladas,

indicando paleocorrentes para oeste.

Ocorrem também seixos estirados com geometrias variáveis conseqüências de

eventos deformacionais posteriores.

• Formação Rio do Ouro (Leo et al., 1964)

Esta formação é constituída por arenitos finos a médios, brancos e esverdeados,

quartzitos, e na sua parte basal por níveis conglomeráticos delgados e

descontínuos.

Apresenta estruturas sedimentares como estratificações cruzadas do tipo espinha-

de-peixe, marcas onduladas assimétricas indicadoras do sentido leste para oeste

das paleocorrentes.

• Formação Cruz das Almas (Leo et al., 1964)

É representada por uma associação de cloritaxistos, quartzo-sericitaxistos, filonitos,

filitos e metarenitos, ritmicamente interacamadados, mostrando maior

desenvolvimento na região a noroeste de Pindobaçú, onde alcança largura aflorante

de treze quilômetros.

• Formação Serra do Meio (Griffon, 1967)

Esta formação bordeja o limite oriental do Grupo Jacobina nas regiões de Jacobina,

Pindobaçú e Jaguarari. É constituída por uma seqüência de quartzitos e metarenitos

brancos e puros, com alternâncias de níveis de andaluzitaxistos (com espessura de

no maximo dezenas de metros). Os quartzitos exibem normalmente estratificações

plano-paralela, cruzadas de pequeno e médio porte do tipo espinha-de-peixe e no

seu topo estratificações cruzadas por ondas de grande porte do tipo hummocky.

30

• Formação Serra da Paciência (Mascarenhas et al., 1992)

Esta formação marca o topo do Grupo Jacobina e está restrita a região de

Pindobaçú e a parte centro-norte da Serra de Jacobina, constituindo um grande

corpo de metarenitos e quartzitos que apresentam mergulhos fracos, que refletem

sua estruturação em dobra normal aberta.

2.2.5. Granitos Intrusivos

Esses granitos são de uma forma geral leucocráticos e podem ser homogêneos ou

porfiríticos, apresentando textura de fluxo magmático e/ou milonítica. Como

mineralogia principal tem-se quartzo, feldspato, biotita e granada.

Entre estes granitos os mais representativos são o de Campo Formoso e Carnaíba,

gerados no ciclo Transamazônico (RUDOWSKY, op. cit.). Os outros são

leucogranitos peraluminosos conhecidos como: Flamengo, Jaguarari, Brejão das

Grotas e Mirangaba.

2.2.6. Diques Ultramáficos associados a Serra de Jacobina

Esta unidade trunca toda a seqüência metassedimentar anteriormente citada.

Apresenta-se como uma rocha de coloração escura e dura quando sã, alterando

para uma cor esverdeada e de dureza baixa. Quanto a composição mineralógica é

constituída de microcristais de piroxênios e anfibólios ricos em ferro e magnésio,

muitas vezes oxidados, caracterizando peridotitos e piroxenitos de protólito ígneo.

Suas exposições estão em relevos negativos, instaladas em vales meridianos, com

presença de vegetação densa. Possui espessuras da ordem de dezenas de metros

e mergulho subvertical.

Estas rochas podem possuir mineralizações auríferas erráticas, quando cortam os

sedimentos da Formação Serra do Córrego.

31

2.2.7. Coberturas Neoproterozóicas

• Grupo Una

Este grupo é dividido nas Formações Bebedouro e Salitre. A Formação Bebedouro

encontra-se na base do Grupo Una e é interpretada como de origem glacial, sendo

constituída por diamictitos com seixos de gnaisses, granitos, quartzitos, siltitos e

calcários em matriz fina gradando para arenitos no topo. Essa Formação também é

constituída por ardósias contendo seixo pingado.

A Formação Salitre consiste em rochas carbonáticas e pelíticas, classificadas como:

calcilutito, calcissiltito e calcarenitos finos com intercalações dolomíticas e finas

lâminas pelítico-carbonática (Foto 9). Em menor quantidade ocorrem metadolomitos,

metargilitos calcíferos, margas e metarenitos.

Foto 9 – Calcarenitos intercalados com lentes pelítico-carbonáticas finas da Fm. Salitre

2.2.8. Coberturas Cenozóicas

• Formação Caatinga

Esta formação constitui coberturas horizontais a subhorizontais constituídas por

brechas calcíferas, com seixos de clacário cinza-escuro e calcrete/travertinocalcários

depositados em depressões topográficas, conseqüentes dos processos da dinâmica

32

superficial que afetaram as rochas da Formação Salitre durante o Tércio-

Quaternário.

• Formação Capim Grosso

Esta formação constitui coberturas tércio-quaternárias areno-argilosas, de cor

creme, incosolidados formada por grãos mal selecionados, variando desde seixos

dominantemente centimétricos a argila, apresentando em sua base, níveis

conglomeráticos com granulometria decrescente da base para o topo.

A Formação Capim Grosso está topograficamente localizada em terrenos, planos,

baixos, com desenvolvimento de morrotes de topo aplainado. Sua formação deve-se

a fluxo fluvial de material sob clima árido.

2.2.9. Características Geotectônicas

Toda geologia da região da Serra de Jacobina está situada no Cráton do São

Francisco (ALMEIDA et al., 1984), sendo este formado a partir da amalgamação dos

blocos Gavião, Serrinha, Jequié e do cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá (SABATÉ et

al., 1990,1991; BARBOSA; SABATÉ, 2003), com idades arqueana distintas (figura

9).

Esses blocos possuem evidências geológicas, principalmente estruturais,

metamórficas e cronológicas que sugerem a colisão destes durante o

paleoproterozóico, resultando na formação do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá.

O colagem dos blocos ocorreu devido a uma compressão NW-SE, demonstrada por

falhas de empurrão e zonas transcorrentes com cinemática em geral sinistral.

Durante as fases iniciais da colisão foram geradas rampas frontais com tectônica

tangencial devido a sobreposição do Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá no Bloco

Jequié e ambos no Bloco Gavião. O metamorfismo de alto grau Paleoproterozóico

possui pressões médias de 7 Kbar e temperaturas na faixa de 8500 C, e idade de

pico em aproximadamente 2,0 Ga (BARBOSA; SABATÉ, 2003).

33

No Bloco Gavião podem ser observadas evidências dessa colisão como o Grupo

Jacobina gerado em uma bacia tipo foreland (LEDRU et al., 1997) constituído por

xistos, formações ferríferas bandadas (BIF`s), formações manganesíferas,

quartzitos, conglomerados e intrusões máfico-ultramáficas (MASCARENHAS et al.,

1992), onde metassedimentos siliciclásticos contem zircões detríticos de idade

mínima de 2,1 Ga (Conglomerado Jacobina) e pela Formação Areião composta por

arcóseos e arenitos que também contem zircões detríticos de 2,1 Ga (sedimentos

detríticos do Complexo Contendas Mirante) pelo método U-Pb SHRIMP (NUTMAN et

al., 1994).

Todos estes eventos arqueanos e paleoproterozóicos ocorreram entre 3,4 e 1,9 Ga,

mas somente entre 2,4 e 1,9 Ga houve a formação de rochas, tectonismo,

metamorfismo, intrusão e erosão que indicam um ciclo geotectônico. Este ciclo é

denominado de Transamazônico e deformou e modificou intensamente os registros

de deformações e metamorfismos anteriores tendo seu ápice entre 2,1 e 2,0 Ga.

Figura 9 – Mapa geotectônico da colagem dos blocos do cráton do São Francisco.

CINTURÃO ITABUNA-SALVADOR-

CURAÇÁ BLOCO JEQUIÉ

BLOCO SERRINHA

Salvador

N

BLOCO GAVIÃO

Granitóides paleoproterozóicos

Supracrustais paleoproterozóicas

Greenstone belts arqueanos

0 100 km

Cinturões Brasilianos

Coberturas cratônicas

Conf. a partir de Barbosa et al. (2003)

34

2.2.10. Mineralizações Associadas

As mineralizações associadas a Serra de Jacobina estão dentre as mais antigas

conhecidas no Estado da Bahia, principalmente as representadas pelos depósitos de

ouro, cromo, manganês e barita. Outros minerais importantes são a alexandrita,

molibdenita, scheelita, calcopirita, pirrotita, pirita maciça, cristal de rocha, ametista,

apatita, amianto, turquesa e esmeralda, mas não passam de pequenas ocorrências,

sem perspectivas de aproveitamento econômico (GRIFFON et al., 1967; COUTO et

al., 1991; SANTANA et al., 1995).

A área em estudo apresenta como principais mineralizações as de esmeralda e

cromo, detentora dos principais depósitos do estado da Bahia.

O cromo encontra-se associado ao Complexo Máfico-Ultramáfico de Campo

Formoso, e a esmeralda às rochas ultramáficas alteradas por atividade

metassomática, desenvolvida durante a intrusão do granito de Campo Formoso visto

nas minas de cromo da Ferbasa e no garimpo de Socotó, respectivamente.

Existem pequenas ocorrências de sulfetos de chumbo em veios de calcita nos

calcários da Formação Salitre, mas que estão fora da área estudada.

Foram observados enclaves de rochas ultramáficas do Complexo de Campo

Formoso dentro do granito homônimo com ocorrência de calcopirita (sulfeto de

cobre).

Ocorrências na forma de pintas de ouro foram verificadas neste trabalho associadas

à zonas de falhamentos dentro do granito de Campo Formoso, estando,

provavelmente relacionadas a atividades hidrotermais.

2.3. GEOLOGIA LOCAL

Nesta parte do trabalho busca-se uma descrição mais detalhada do granito de

Campo Formoso e de suas diversas litofácies.

35

2.3.1. Granito de Campo Formoso

Este granito é um batólito de forma grosseiramente elíptica com grande dimensão

chegando a 25 Km na direção N-S e 20 Km na direção E-W.

Segundo Rudowski (op. cit.), o maciço granítico é formado por intrusões polifásicas

constituídas de granitos a duas micas (biotita e muscovita), granitos a muscovita-

granada e aplopegmatitos.

Os contatos do granito com as rochas encaixantes se dão de forma intrusiva, exceto

na parte oeste que é mascarado pela cobertura neoproterozóica onde o contato é

erosivo (Foto 10). Ao sul o granito encontra-se em contato com o Complexo Máfico-

Ultramáfico de Campo Formoso, esse contato é marcado por um nível de anfibolito a

hornblenda-quartzo-plagioclásio-esfênio e epídoto sobre o qual se desenvolve uma

biotita castanha resultante de um metamorfismo potássico de contato (Rudowski, op.

cit.).

Formação SalitreGranito C. Formoso

Foto 10 – Contato erosivo entre o Granito e cobertura neoproterozóica.

2.3.2. Faciologias do Granito

Baseado nos trabalhos de Rudowski (op. cit.) pode-se dividir o maciço granítico em

duas partes principais baseado na sua estrutura concêntrica, uma unidade periférica

externa composta pelas fácies g1 e g1’’ e uma unidade interna principal composta

pela fácies g2 (Figura 4).

36

Os contatos intrusivos são muito difíceis de identificação em campo, mas a partir de

alguns afloramentos representativos, pode-se contar a historia evolutiva do granito,

evidenciada por enclaves e filões graníticos. Rudowski (op. cit.) reconstituiu a

cronologia relativa das diferentes intrusões em duas gerações:

- Uma primeira geração do granito a duas micas g1, g1’, g1’’ e uma primeira

geração de granitos a granada g1G, g1G’ e aplopegmatitos.

- Uma segunda geração de granito a duas micas g2 seguido de uma segunda

geração de granito a granada g2G e aplopegmatitos.

As fácies g1’, g1G, g1G’, g2G e os aplopegmatitos representam uma porcentagem

muito baixa do volume do maciço granítico e por isso não podem ser mapeados em

escalas inferiores a 1:50.000.

• Granito g1

A fácies g1 é caracterizada como um granito a duas micas de coloração clara

(branco a cinza), textura grosseira (tamanho dos grãos entre 0,3 - 3 cm) e se

cararacterizam (e são possivelmente distintos das outras fácies) por apresentar

grande abundância de grandes cristais de muscovita que chegam a dimensões de 4

cm (Foto 11).

Foto 11 – Fácies g1 do granito. Foto 12 – Zona de fraturamento

Esta unidade encontra-se com sinais de deformação bem desenvolvidos, devido a

sua posição no bordo do maciço, evidenciadas por zonas de intenso fraturamento

37

(Foto 12). Esta fácies aparece na parte sul-sudeste do granito e encontra-se em

contato com o Complexo Máfico-Ultramáfico de Campo Formoso e com o Grupo

Jacobina. O contato de g1 com g2 é intrusivo sendo observados enclaves de g1 em

g2.

• Granito g1’

A fácies g1’ é composta por um granito a duas micas, caracterizado por uma textura

isogranular fina com tamanho dos grãos entre 1-5,0 mm (Foto 13). Apresenta-se sob

a forma de filões com tamanhos inferiores a dois metros ou como enclaves mais ou

menos angulosos em g2. Não é comum sua ocorrência sob a forma de grandes

massas representativas (ocupando apenas dezenas de metros quadrados),

impossibilitando sua representação no mapa geológico deste trabalho de escala 1:

100.000. Esta fácies é normalmente truncada por diques do granito g2.

Foto 13 – Textura isogranular fina no granito g1’.

• Granito g1”

Esta fácies é representada como um granito a duas micas de coloração clara (cinza

a bege), textura isogranular e caracterizado por conter grande quantidade de cristais

de muscovita. Observa-se raramente um desenvolvimento de veios de muscovita

(Foto 14) e às vezes pequenos veios de greisen. Seus contatos com as outras fácies

não foram observados em campo mas Rudowski (op. cit.) conseguiu realizar um

trabalho cartográfico preciso delimitando os contatos com as fácies g1 e g2.

38

Foto 14 – Veios de muscovita.

• Granito g2

Esta é a fácies mais representativa do granito de Campo Formoso, constituindo

cerca de 70% deste. Composta por um granito a duas micas com muscovita mais

rara, possuindo coloração mais escura que g1. Apresenta textura porfirítica com

cristais de feldspato potássico entre 3 e 4 cm de comprimento

São observadas neste granito zonas de acumulação de fenocristais de feldspato, as

quais foram interpretadas por Rudowski (1989) como resultado do movimento de

convecção do magma gerando localmente zonas cumuláticas. Além disso o granito

g2 assume forma de filões intrusivos em g1 e g1’ (Foto 15).

Foto 15 – Filões de g2 intrusivos em g1’.

39

• Granitos com granada

Esta fácie é encontrada raramente em pequenos volumes a leste do maciço e por

isso não pôde ser mapeada na escala deste trabalho. São compostas por múltiplas

gerações, divididas por Rudowski (op. cit.) em:

- A fácie g1G, formada por um granito de duas micas e granada de coloração

escura, com biotita abundante e textura isogranular. Apresenta estruturas de

acamadamento que se alternam de modo regular desde camadas escuras

compostas por biotita-muscovita e granada com cerca de um a dois centímetros a

camadas claras constituídas por muscovita-biotita e granada mais raras que as

camadas escuras.

- A fácie g2G composta por um granito com muscovita e granada,

hololeucocrático de granulometria fina, com coloração variando de branco a rosa e

textura isogranular, se apresentando na forma de filões. O granito g1G’ possui os

mesmos aspectos petrográficos, mas está associado a enclaves em g2.

• Aplopegmatitos

São rochas de cor muito clara geralmente a muscovita e granada, podendo ser

observadas na maioria dos afloramentos na forma de filões em direções variáveis. A

largura desses filões varia de poucos centímetros a dois metros e sua espessura

pode chegar a dezenas de metros. Os aplopegmatitos foram formados a partir de

três gerações segundo Rudowski (op. cit.):

- A primeira é posterior a g1 e anterior a g2.

- A segunda posterior a g2 e anterior a g2G.

- A terceira posterior a g2G.

A primeira é facilmente identificável devido a sua coloração rosa avermelhada que a

distingue de todas as outras gerações de aplopegmatitos que possuem cor branca.

Os aplitos e os pegmatitos podem ser encontrados em um mesmo filão ou

separadamente.

40

Em certos casos, os pequenos veios de quartzo estão orientados paralelamente as

bordas do filão e separados das partes aplíticas e pegmatíticas. A individualização

dos aplitos e pegmatitos em filões indicam a separação de uma fase fluida do

magma por saturação. Podem ser observadas no meio dos aplitos algumas faixas

enriquecidas com granada interpretadas como estratificações magmáticas

(Rudowski, op. cit.).

A observação da interface aplito/pegmatito são correlacionadas a estruturas de

formação pegmatítica desenvolvidas preferencialmente na interface granítica,

geralmente no ápice das cúpulas graníticas (Charoy, 1979; Fonteilles e Pascal,

1985).

Foto 16 – Pegmatitos presentes na fácies g2.

2.3.3. Geologia Estrutural

O arcabouço estrutural da área de pesquisa é composto basicamente por estruturas

relacionadas a fase de intrusão do batólito granítico de Campo Formoso geradas por

forças de volume, associadas a diferença de densidade entre o material crustal

totalmente fundido do granito e suas encaixantes.

Análises em lâminas delgadas das estruturas associadas ao granito e suas

encaixantes sustentam a idéia de um modelo de diapirismo para intrusão do batólito

granítico de Campo Formoso (Varjão, op. cit.).

41

Sabaté et al. (1994) definiram a colocação do granito como relacionada a

transcorrência N-S sinistral, pós-transpressão do Cinturão Jacobina com pull-apart

NW-SE.

As principais estruturas relacionadas com a intrusão granítica são: foliação

magmática (fluxo magmático), foliação deformacional na borda do granito, lineação

de estiramento mineral de alto rake, falhas normais nas encaixantes. Estruturas de

natureza rúptil foram observadas truncando o granito e suas encaixantes sugerindo

uma fase de natureza distencional, evidenciada por falhas normais (Foto 17).

Essa fase distencional é evidenciada por gigantescos veios de quartzo leitoso com

direção WNW-ESSE e algumas vezes NNE-SSW, que truncam o granito de Campo

Formoso e o Complexo Mairi. Essas estruturas são anteriores a transgressão dos

calcários do Grupo Una.

Foto 17 – Falha normal truncando o granito de Campo Formoso, com atitude 130/56 SW.

A partir do mapa magnetométrico do granitóide de Campo Formoso, cedido pela

CBPM, foram interpretadas falhas não observadas em campo. Estas falhas são

caracterizadas por fortes contrastes magnéticos nitidamente alinhados e não podem

ser confundidas com diques de rochas ultramáficas associadas a Serra de Jacobina,

devido aos resultados geoquímicos de sedimentos de corrente e de concentrados de

bateia não apresentarem nenhuma correlação com este tipo litológico nestes pontos.

As falhas comprovam uma fase rúptil com direções N045 e N140 preferenciais que

42

truncam os veios de quartzo leitoso, granito de Campo Formoso, Complexo Mairi e

os carbonatos do Grupo Una.

Figura 5 – Mapa magnetométrico do granito de Campo Formoso e suas falhas (CBPM, 2004).

Para validar o modelo diapírico são necessárias duas características unívocas

associadas a esse fenômeno geológico (Choukroune, 2000):

- O planos de foliação no granito e suas encaixantes devem ser

extremamente dispersos, pois a foliação pode ter todas as direções

com um determinado mergulho e todos os mergulhos para uma

determinada direção.

43

- O pitch da direção de λ1 em relação a direção do plano de foliação

deve ser próximo a 90°.

Outros fatores adicionais referentes ao granito de Campo Formoso e suas

encaixantes concordam com o modelo diapírico adotado pelo fato do granito g1

apresentar-se deformado com forte estiramento do quartzo e cristais flexuosos que

contornam os cristais de feldspato menos deformados. Podem ser também

evidenciados o estiramento da moscovita e recristalização dos cristais de feldspato

potássico (Rudowski, 1989), sugerindo condições deformacionais em fácies

anfibolito. Mediante o fato dos Complexos Mairi e Itapicuru estarem na mesma fácies

de metamorfismo pode-se inferir que o gradiente térmico não foi elevado entre o

granito de Campo Formoso e suas encaixantes, razão pela qual o mecanismo de

movimentação vertical foi favorecido pela diferença de densidade.

2.3.4. Nível de erosão

Baseado no modelo estrutural de evolução de um diápiro infere-se, com base na

distribuição das estruturas coletadas, o estágio de evolução do diápiro (Figura 6) e o

nível de erosão ao qual foi submetido (Figura 7). O granito de Campo Formoso

provavelmente corresponde ao estágio 2 de evolução, pois as foliações encontradas

nas encaixantes não correspondem ao padrão que é observado num diápiro

maduro.

A partir do mapa geológico estrutural da área foi analisado o padrão de distribuição

das foliações e comparativamente ao modelo de Choukroune (op. cit.), infere-se que

o batólito granítico de Campo Formoso paralisou sua evolução nos primeiros

estágios de sua evolução, não chegando a ser um diápiro maduro. Em relação ao

nível de erosão comparando as estruturas presentes com a figura 8, infere-se que

este se encontra muito próximo da cúpula granítica (Varjão, op. cit.).

Figura 6 – Modelo de evolução estrututural de

um diápiro, com o padrão de distribuição das

foliações nos diversos estágios

(Choukroune,2000)

Figura 7 – Mapas de padrões de foliação (em

corte horizontal) relativos a três níveis de

observação de um domo diapírico

(Choukroune, 2000)

Figura 8 – Padrão das foliações medidas e os limites do granito de Campo Formoso.

3. MÉTODOS PROSPECTIVOS

45

O conhecimento sobre a metalogênese dos granitóides (exemplificada nos muitos

depósitos distribuídos em todos os continentes), mostra que essas rochas tem

estreita relação com mineralizações de Sn, Mo, Cu, Ta, Nb, F, Li, Be, Cs, Au além

de um grande numero de pedras preciosas e semi-preciosas. Essas mineralizações

são, via de regra, geradas nos estágios finais da evolução magmática, quando esses

elementos atingem concentrações favoráveis nos fluidos residuais, enriquecidos em

voláteis, formadores das fases pegmatítica e hidrotermal, podendo-se cristalizar

diretamente a partir desses fluidos mineralizados, ou devido as interações químicas

com as rochas que eles percolam. As mineralizações geralmente ocorrem em forma

de veios e/ou disseminações irregulares, alojadas tanto nas zonas superiores dos

granitóides, como nas suas rochas encaixantes (Sá, 2007).

Considerando as possibilidades de mineralizações associadas ao granito de Campo

Formoso, foi realizada nesse trabalho uma campanha de prospecção geoquímica

utilizando-se os métodos de sedimento de corrente e concentrado de bateia.

3.1. SEDIMENTO DE CORRENTE

O método de sedimento de corrente é um dos mais usuais para o trabalho de

geoquímica exploratória. A partir deste podem ser identificadas áreas alvos que

apresentam anomalias para os elementos pesquisados.

Neste trabalho foram escolhidos os elementos Nb, Ta, Sn, W, Mo, Li, F, Be, Ba, Zr,

de fundamental importância para estudo da área, relacionados às condicionantes

geológicas e metalogenéticas típicas de granitóides. Também foram estudadas as

concentrações e distribuições dos elementos V, Cr, Ni, Cu, Co estreitamente

associados as rochas máfico-ultramáficas que frequentemente ocorrem como

enclaves

Devido a inexpressiva quantidade de elementos que mostraram concentrações

acima do limite inferior de detecção dos métodos analíticos utilizados, relacionados

as possíveis mineralizações do granitóide, não foram usados os padrões estatísticos

mais usuais que identificam valores anômalos. Assim a divisão das classes

utilizadas neste trabalho, foi realizada com base em uma tabela de valores médios

46

dos principais elementos em rochas graníticas, folhelho (devido a fração utilizada ser

<80mesh), solo, rochas máficas e rochas ultramáficas (tabela 1), baseado em

ROSE, A. W; HAWKES, H. E. e WEBB, J. S. (1979). A partir destes padrões podem

ser realizadas comparações entre a geoquímica e os diferentes litotipos presentes

na área, identificando assim possíveis valores anômalos.

A seguir trataremos os dados obtidos para cada elemento, cujos resultados

geoquímicos encontram-se na tabela de resultados analíticos em anexo.

Rochas Graníticas

(ppm)

Rochas Máficas

(ppm)

Rochas Ultramáficas

(ppm)

Folhelho

(ppm)

Solo

(ppm)

Nb 20 20 1 20 15

Sn 3 1 <1 6 10

Mo 2 3 1 4 4

Ta 4 0,5 <1 4 4

W 3 1 <1 4 1

Cr 4 170 3000 90 43

Ni 4 130 2000 68 17

Zr 175 140 45 160 270

Cu 12 72 42 42 15

Pb 18 4 1 25 17

V 44 250 40 130 57

Zn 51 94 58 100 36

Li 40 17 <1 66 22

F 810 420 20 680 300

Ba 840 2 330 550 300

Be 3 1 <1 3 3

B 10 5 3 100 30

Co 1 48 110 19 10

Tabela 1 – Teores médios dos elementos químicos em diferentes litotipos baseado em ROSE, A. W;

HAWKES, H. E. e WEBB, J. S. (1979).

3.1.1. Resultados obtidos

47

A seguir serão apresentados individualmente os resultados das concentrações e

distribuições de cada elemento analisado. Estes resultados estão lançados sobre

base geológica que mostra as diferentes fácies do granito de Campo Formoso e

suas encaixantes possibilitando, assim, um melhor entendimento da relação entre os

diferentes litotipos e os resultados obtidos.

• Concentração e distribuição do Wolfrâmio (W)

Figura 10 – Mapa de distribuição e concentração geoquímica de wolfrâmio (W).

48

Este elemento foi, em grande parte, o propulsor deste trabalho devido aos registros

de ocorrências listadas pela CPRM em 1984 e pelo mapa metalogenético do estado

da Bahia (op. cit.).

Nenhuma amostra obteve resultado acima do limite inferior de detecção do método

analítico utilizado (10 ppm). Este fato indica pouca possibilidade de mineralização de

wolfrâmio no âmbito do granito de Campo Formoso.

Entretanto possíveis anomalias podem existir com valores abaixo do limite de

detecção devido ao teor médio de W em granitos ser de 3 ppm. Mas comparando

esses valores com os teores médios de 152 ppm registrados nos granitóides

mineralizados de Falls Creek descarta-se a importância dessas possíveis anomalias.

• Concentração e distribuição do Estanho (Sn)

O estanho é encontrado mais comumente na forma de cassiterita disseminado em

rochas félsicas porfiríticas intrusivas, e apresenta os elementos W, F, Pb e Zn

associados em sedimentos de corrente (Sinclair, 1995).

Na área estudada não ocorrem muitos valores de estanho acima do limite de

detecção do método analítico (10 ppm). Em apenas seis pontos amostrados foram

encontrados valores acima do limite de detecção (figura 11). Dentre esses apenas

um se diferencia acima dos valores médios para amostras de solo (10 ppm)

apresentando um teor de 23 ppm. Os valores de estanho encontrados em rochas

graníticas associadas com depósitos desse elemento variam entre 64-556 ppm

(Groves, 1972).

49

Figura 11 – Mapa de distribuição e concentração geoquímica de Estanho (Sn)

• Concentração e distribuição do Molibdênio (Mo)

O molibdênio é um elemento muito comum em depósitos pegmatíticos e

hidrotermais. Os resultados obtidos não registraram nenhum valor acima do limite de

detecção (1 ppm), indicando haver poucas possibilidades de mineralizações deste

no granito de Campo Formoso.

50

Figura 12 – Mapa de distribuição e concentração geoquímica de Molibdênio (Mo)

• Concentração e distribuição do Boro (B)

O Boro é um indicador para presença de turmalina, e tem sua gênese relacionada a

fase pegmatítica do granito de Campo Formoso (Rudowski, 1989).

Apenas quatro pontos estudados obtiveram valores superiores ao limite de detecção

do método analítico (10 ppm), mas estes não despertam interesse devido aos seus

teores serem muito próximos ao valor médio encontrado em rochas graníticas.

51

Figura 13 – Mapa de distribuição e concentração geoquímica de Boro (B)

• Concentração e distribuição do Flúor (F)

Os valores encontrados para flúor variam entre 21 e 387 ppm, por isso não foi

registrado nenhum valor anômalo visto que o teor médio em granitos é de 810 ppm.

O flúor é um importante constituinte dos fluidos residuais gerados nas fases

pegmatítica e hidrotermal, a carência deste elemento indica uma grande

impossibilidade de mineralizações deste tipo.

52

Figura 14 – Mapa de distribuição e concentração geoquímica de Flúor (F)

• Concentração e distribuição do Lítio (Li)

Todos os valores de Lítio registrados se encontram na faixa de teores médios de

rochas máfico-ultramáficas (1-18 ppm), por isso não foram listadas anomalias. O Li

esta associado a rochas graníticas, pegmatitos e depósitos hidrotermais.

53

Figura 15 – Mapa de distribuição e concentração geoquímica de Lítio (Li)

• Concentração e distribuição do Cobalto (Co)

O cobalto é um elemento comum em rochas máfico-ultramáficas. Todos os

resultados obtidos apresentam valores entre os teores médios presentes em

granitos, folhelhos, solos e rochas M-UM (3-69 ppm). Os valores entre 3 e 10 ppm

localizados no granito de Campo Formoso (figura 16) podem ter sido gerados em

razão dos enclaves de rochas M-UM presentes neste.

54

Figura 16 – Mapa de distribuição e concentração geoquímica de Cobalto (Co)

• Concentração e distribuição do Nióbio (Nb)

Para o Nióbio encontram-se contrastes interessantes visto que as ocorrências deste

são mais comuns em rochas graníticas. No domínio dos TTG`s do Complexo Mairi

os teores não ultrapassam 5 ppm e no granito de Campo Formoso compreendem

entre 5 a 42 ppm.

Os valores entre 5 e 25 ppm encontrados estão na faixa média das rochas

graníticas, solos e folhelhos mas ocorre em uma amostra um valor anômalo de 42

ppm visto na figura 17.

55

Figura 17 – Mapa de distribuição e concentração geoquímica de Nióbio.

Normalmente o nióbio ocorre associado com o tântalo, mas este fato não é

observado nas amostras analisadas visto a ausência de valores acima do limite de

detecção do método analítico para tântalo (10 ppm).

• Concentração e distribuição do Cromo (Cr)

Os altos teores de cromo são correlacionados a rochas ultramáficas, como pode ser

verificado na figura 18, confirmando uma boa correlação litogeoquímica. Neste

trabalhou buscou-se uma relação desses teores como um possível subsídio ao

mapeamento dos enclaves de rochas ultramáficas presentes no granito, mas os

56

valores encontrados (entre 5 e 43 ppm) não possibilitam uma correlação direta com

esses corpos, indicando somente a presença destes com certo distanciamento da

área fonte comprovado pela diluição das concentrações de cromo.

Figura 18 – Mapa de distribuição e concentração geoquímica de Cromo.

Os maiores valores de cromo ocorrem associados às conhecidas minas de cromo da

Ferbasa, a sudoeste da cidade de Campo Formoso e encontram-se entre os valores

médios de concentração destes em rochas máfico-ultramáficas.

57

• Concentração e distribuição do Cobre (Cu)

Figura 19 – Mapa de distribuição e concentração geoquímica de Cobre.

O cobre esta distribuído em toda a área de maneira praticamente homogênea,

nenhum valor registrado foi considerado anômalo, pois se encontram na faixa de

teores médios encontrados em rochas graníticas e solo. O ponto com maior teor

está correlacionado as rochas ultramáficas da porção norte, porém não se aproxima

aos valores médios de cobre nessas rochas (42 ppm).

58

• Concentração e distribuição do Níquel (Ni)

Figura 20 – Mapa de distribuição e concentração geoquímica de Níquel.

O níquel possui grande afinidade com as rochas ultramáficas que possuem teor

médio de 2000 ppm (tabela 1). Os maiores valores obtidos não podem ser

considerados anômalos, pois se encontram entre os teores médios das rochas

máfico-ultramáficas (130-2000 ppm), mas demonstram ótimas correlações entre as

litologias presentes (figura 20), visto que os valores mais baixos estão presentes no

granito de Campo Formoso e os mais elevados no domínio do Complexo máfico-

ultramáfico de Campo Formoso.

59

• Concentração e distribuição do Vanádio (V)

Figura 21 – Mapa de distribuição e concentração geoquímica de Vanádio.

O vanádio é um elemento bastante comum nas amostras coletadas. A concentração

deste varia em sua maior parte de 3 a 40 ppm, demonstrando-se adequada as

concentrações médias em rochas graníticas.

Alguns pontos apresentam valores mais altos (58-69 ppm), mas não foram

considerados anômalos devido aos valores serem muito próximos a concentrações

médias em solo e folhelho. Estes valores são bem coerentes visto que estão

relacionados às amostras situadas sob rochas máfico-ultramáficas, detentoras de

altas concentrações de vanádio (teores médios vistos na tabela 1).

60

• Concentração e distribuição do Chumbo (Pb)

Figura 22 – Mapa de distribuição e concentração geoquímica de Chumbo.

O chumbo é um elemento que se encontra associado às rochas graníticas (teor

médio de 18 ppm), folhelhos (25 ppm) e solos (17 ppm). Este fato está bem

comprovado na figura 22 onde as maiores concentrações localizam-se na fácie G2

do granito de Campo Formoso.

Altas concentrações de chumbo podem ser observadas em 12 amostras. Estas

concentrações foram padronizadas em duas faixas entre 26-50 ppm e 51-678 ppm.

A primeira faixa considerada anômala porem sem grande significado e a segunda

com concentrações elevadas. Os valores acima de 600 ppm merecem uma melhor

61

investigação devido ao seu trend, mas podem estar associados a falsas anomalias

geradas provavelmente pela ação antrópica, como atividades de caça.

• Concentração e distribuição do Zinco (Zn)

Figura 23 – Mapa de distribuição e concentração geoquímica de Zinco.

As concentrações de zinco ocorrem em sua maioria, na faixa entre 1 e 36 ppm. Um

ponto encontra-se distoante e merece atenção devido a sua alta concentração com

valor de 108 ppm (figura 23). Esse valor encontra-se próximo aos teores médios

encontrados em rochas máficas e por isso não pôde ser considerado anômalo.

62

• Concentração e distribuição do Bário

Figura 24 – Mapa de distribuição e concentração geoquímica de Bário.

O bário é um elemento bastante comum em rochas graníticas com concentração

média de 840 ppm nestas. Na figura 24 pode ser observado que os altos valores de

bário estão na fácie g2 do granito de Campo Formoso.

Os valores encontrados estão muito abaixo dos valores médios de todas as litologias

presentes, por isso não expressam interesse maior.

63

• Concentração e distribuição do Berílio (Be)

Figura 25 – Mapa de distribuição e concentração geoquímica de Berílio.

As concentrações de Berílio são muito escassas na área em estudo, onde somente

quatro amostras obtiveram valores acima do limite de detecção do método analítico

(1 ppm). Estes valores não ultrapassam 1,8 ppm, e por isso não foram considerados

como anomalias já que a concentração média deste em rochas graníticas é de 3

ppm.

64

3.2. CONCENTRADO DE BATEIA

Este método é baseado na concentração de minerais resistentes ao intemperismo

químico (pesados) com elevada densidade. Os minerais pesados possuem

densidade igual ou superior a 2,9 e os minerais leves, inferior a 2,9 sendo o quartzo

e o feldspato seus principais representantes.

O trabalho de coleta é baseado no sistema de sedimentação, onde em virtude da

perda de energia do rio são depositados os sedimentos mais densos. São

preferenciais para amostragem os pontos chamados trapas (do inglês trap =

armadilha). O equipamento de concentração dos minerais pesados utilizado foi a

bateia chinesa.

Depois de concentrado o material foi identificado utilizando-se a lupa binocular (com

aumento de até 120x), sendo observadas as principais propriedades dos minerais

tais como cor, brilho, forma cristalina, clivagem, fratura, dureza e mais o grau de

trabalhamento dos grãos (arredondamento e esfericidade) e estimar seu porcentual

na fração.

Foto 18– Concentração dos minerais pesados em bateia chinesa.

Foram selecionados os minerais de magnetita, ilmenita, turmalina, granada, cromita,

monazita, berilo, zircão e outros presentes nos concentrados de bateia para um

detalhamento maior devido a coerência entre as litologias presentes e as diversas

fácies do granito de Campo Formoso.

65

A divisão das classes utilizadas foi realizada por classificação semi-quantitativa

relativa por freqüência. As concentrações denominadas de traço foram determinadas

pela quantidade de grãos variando entre 1 e 25, as baixas de 25 a 50, as médias

entre 50 e 150 e as altas com mais de 150 grãos dentro da totalidade amostrada.

3.2.1. Resultados obtidos

Os dados de concentração e distribuição dos minerais pesados foram também

lançados na base geológica com as diferentes fácies do granito e suas encaixantes.

• Concentração e distribuição de Magnetita

Figura 26 – Mapa de distribuição e concentração da Magnetita.

66

A magnetita foi encontrada em quase todas as amostras. Como principais critérios

de identificação foram utilizados um imã de mão para separação dos outros minerais

devido a sua alta susceptibilidade magnética e a sua forma octaédrica (fotos 19 e

20).

As rochas máfico-ultramáficas possuem, em geral, maior concentração de

magnetita, mas existem partes do granito muito enriquecidas desta. Os estudos

aerogeofísicos demonstraram que o granito apresenta zonas de acumulação de

magnetita, e veios de quartzo com magnetita (associados a zona de falha) com

anomalias magnéticas que são as principais fontes de magnetita no domínio do

granito de Campo Formoso.

Na figura 26 esses padrões podem ser observados, as mudanças de concentração

também podem estar associadas a locais mais favoráveis a acumulação mediante

características geomorfológicas.

Fotos 19 e 20 – Concentrados de magnetita vistos em lupa binocular.

• Concentração e distribuição de Ilmenita

A ilmenita é um mineral característico de granitos do tipo-S (PEREIRA, 2005), e no

caso do granito de Campo Formoso ocorre como mineral acessório da fácie g2

(RUDOWSKI, 1989). Seu principal constituinte é o titânio.

A ilmenita pôde ser identificada em alguns casos por sua forma tabular, mas na

maioria das vezes se apresentou sem forma definida (foto 21).

67

As altas concentrações de ilmenita podem estar relacionadas, além da fácies g2 do

granito, com as rochas máfico-ultramáficas. A figura 27 demonstra, em geral, uma

elevada concentração em todas as litologias.

Figura 27 – Mapa de distribuição e concentração da Ilmenita.

Foto 21 – Grão de ilmenita.

68

• Concentração e distribuição de Turmalina

Figura 28 – Mapa de distribuição e concentração da Turmalina.

A turmalina é encontrada principalmente em pegmatitos, e podem conter

importantes associações com depósitos hidrotermais de Sn-W relacionados a rochas

graníticas.

Nos concentrados estudados as principais turmalinas encontradas foram a schorl,

dravita e elbaíta, todas com muita freqüência (foto 22 e 23).

No granito de Campo Formoso observa-se uma alta correlação da turmalina com as

fácies g1 e g1’’ (figura 28). Isto provavelmente se deve ao fato das zonas periféricas

69

serem as partes mais preservadas da cúpula granítica, preservando assim as

maiores zonas hidrotermalizadas.

Foto 22 e 23 – Abundância de grãos de turmalina no concentrado e detalhe da dravita.

• Concentração e distribuição de Granada

A granada presente nos concentrados de bateia é proveniente das fácies g1G, g1G’

e g2G do granito de Campo Formoso.

Foto 24 – Detalhe da granada espessartita.

As concentrações de granada encontram-se bastantes dispersas (figura 29), mas

observam-se altas concentrações situadas no contato entre o granito de Campo

Formoso e o embasamento. Isto se deve ao fato da granada ser um acessório muito

comum nas rochas do Complexo Mairi.

70

Figura 29 – Mapa de distribuição e concentração da Granada.

• Concentração e distribuição de Cromita

Por ser um mineral de alta temperatura a cromita (espinélio cromífero) encontra-se

essencialmente relacionado às rochas ultrabásicas (peridotitos e serpentinitos) e sua

ocorrência já é bem conhecida na área de trabalho.

Por possuir forma octaédrica a cromita pode ser confundida com a magnetita, porém

não é atraída pelo imã de mão (foto 25 e 26).

71

Figura 30 – Mapa de distribuição e concentração da Cromita.

Foto 25 e 26 – Grãos de Cromita.

Na figura 30 observa-se grande coerência entre altas concentrações de cromita e as

rochas M-UM. As concentrações médias de cromita que estão presentes no granito

72

podem estar relacionadas aos enclaves de rochas M-UM observados em campo,

que devido ao distanciamento da fonte podem demonstrar menores teores.

• Concentração e distribuição de Berilo

Figura 31 – Mapa de distribuição e concentração de berilo.

As ocorrências de berilo estão associadas a pegmatitos ácidos, greisens, xistos

ultramáficos, gerados principalmente da interação dos fluidos magmáticos com as

rochas encaixantes.

73

Nos concentrados de bateia o berilo se apresentou como esmeralda e em

pouquíssimos casos como água-marinha. As ocorrências de esmeralda na região

são conhecidas a muito tempo nos garimpos de Socotó e Carnaíba.

Nas amostras coletadas existem poucas ocorrências de berilo, mas elas

demonstram a influencia das rochas M-UM, também em forma de enclaves no

granito de Campo Formoso.

• Concentração e distribuição de Zircão

Figura 32 – Mapa de distribuição e concentração de zircão.

74

O zircão é um mineral acessório de todas as fácies do granito de Campo Formoso,

comprovado por estudos petrográficos realizados por Rudowski (1989). Ele esta

presente em quase todas as amostras coletadas.

Foto 27 e 28 – Diferentes formas de ocorrência dos grãos de zircão.

Os resultados obtidos demonstram a presença do zircão preferencialmente no

domínio do granito (figura 32).

• Outros Minerais

Outros minerais aparecem nos concentrados de bateia de forma muito escassa e

serão listados sucintamente a seguir.

A hornblenda foi encontrada nas zonas de contato do granito, demonstrando sua

relação direta com os anfibolitos presentes no Complexo Mairi e as rochas máfico-

ultramáficas.

A apatita é um mineral acessório de todas as fácies do granito (Rudowski, 1989),

mas possui resistência menor ao intemperismo químico. Ela só pode ser encontrada

em amostras que indicam grande proximidade da fonte.

75

Foto 29 – Grão de apatita.

A monazita e o xenotímio são fosfatos de terras raras e aparecem como minerais

acessórios da fácie g2 do granito de Campo Formoso. Em granitos alcalinos podem

indicar associação com a cassiterita e a columbita (Pereira, 2005).

Foram encontrados grãos de topázio (foto 30) em algumas amostras. O Topázio é

um mineral acessório relativamente comum em pegmatitos graníticos e, também, é

característico na paragênese de greisens mineralizados com cassiterita.

Foto 30 – Grão de topázio. Foto 31 – Grãos de ouro.

Um fato muito interessante observado nos concentrados de bateia foi a presença de

ouro (foto 31) em duas amostras. Para não haver dúvidas de possíveis confusões

com alguns sulfetos amarelos (pirita, calcopirita) foi realizado um ataque ao grão

com ácido nítrico, onde ele resistiu ao ataque comprovando a identificação visual.

As ocorrências de ouro estão associadas as principais falhas presentes no granito

de Campo Formoso, inferidas a partir do mapa magnetométrico (figura 33). O ponto

76

localizado a sudoeste do granito encontra-se relativamente distante da falha, mas a

direção da drenagem a qual se encontra favorece o transporte para este, devido ao

ouro ser muito estável em ambiente exógeno. Isto pode ser um indicativo importante

que o ouro teve sua gênese relacionada a processos hidrotermais.

Figura 33 – Mapa magnetométrico com indicação dos pontos de ocorrência de ouro em amarelo.

77

4. ANÁLISE, INTEGRAÇÃO E INTERPRETAÇÃO DOS RESULTADOS

Para uma melhor integração e correlação entre os resultados analíticos obtidos nos

sedimentos de corrente, foi utilizado o método estatístico de correlação linear de

Pearson (tabela 2), visando estabelecer as correlações entre os principais elementos

analisados.

F Ba Cr Cu La Li Ni V Y Zn

F

Ba 0,151

Cr -0,169 -0,142

Cu -0,208 -0,128 0,488

La 0,449 0,498 -0,268 -0,170

Li 0,379 0,105 0,160 0,414 0,218

Ni -0,163 -0,089 0,860 0,567 -0,184 0,205

V -0,226 -0,162 0,761 0,669 -0,255 0,298 0,607

Y 0,063 0,108 0,125 0,449 0,503 0,449 0,238 0,381

Zn -0,193 0,623 -0,058 0,264 0,002 0,117 0,023 -0,012 0,052

Tabela 2 – Tabela de correlação linear de Pearson.

Os resultados obtidos mostram correlações positivas entre os elementos

cromo/níquel, cromo/vanádio, cobre/níquel, cobre/vanádio e níquel/vanádio havendo

assim uma coerência com os valores encontrados, considerando as afinidades

geoquímicas entre esses elementos que se concentram preferencialmente em

rochas máfico-ultramáficas (ROSE, A. W.; HAWKES, H. E.; WEBB. 1979).

A alta correlação positiva entre Bário/Zinco é normalmente observada em ambientes

hidrotermais. Assim o ponto P-51 (UTM: 350567/ 8838208) que apresenta altos

valores para Ba/Zn/Pb sugere a possibilidade de atividades hidrotermais nesta área.

A correlação entre os terras raras ítrio e lantânio comprovam o que foi visto nos

concentrados de bateia, onde as presenças de monazita e xenotímio são constantes

na fácies g2 do granito de Campo Formoso.

78

Os baixos teores de boro encontrados nos resultados geoquímicos se contrapõe as

elevadas ocorrências de turmalina presentes nos concentrados de bateia, este fato

pode estar relacionado a maior concentração deste em granulometrias mais

grosseiras.

A baixa concentração encontrada para os elementos F, B nas análises de sedimento

de corrente indicam a baixa interação de fluidos, enriquecidos em voláteis,

responsáveis pelas principais mineralizações de Sn, Mo, Be, Cu, Li, Ta, Nb.

79

5. CONCLUSÕES E SUGESTÕES

Os resultados obtidos com os trabalhos de prospecção geoquímica e de

concentrados de bateia na área de exposição do granito de Campo Formoso

mostram um baixo potencial para as mineralizações, tipicamente associadas com o

magmatismo ácido plutônico, sobretudo para as concentrações de wolfrâmio que

estão registradas na literatura anterior sobre aquela área. Este baixo potencial

metalogenético é corroborado por estudos recentes baseados em critérios

petrográficos, petrológicos e geoquímicos (Campinho, 2008).

Por outro lado a grande coerência entre os resultados geoquímicos e mineralógicos

obtidos e a diversas litologias presentes na área de estudo possibilitou a utilização

destes parâmetros como subsídio ao mapeamento geológico, comprovando as

litologias e limites estabelecidos por Rudowski (op. cit.) e Varjão (op. cit.) para o

granito de Campo Formoso, Complexo Mairi e Complexo Máfico-Ultramáfico de

Campo Formoso.

Apesar dos resultados obtidos não confirmarem a existência de alvos anômalos

significativos, deve-se destacar que em alguns pontos foram encontradas

concentrações geoquímicas/mineralógicas relativamente expressivas. Estes pontos

embora localizados isoladamente merecem investigações mais detalhadas, e dentre

eles destacam-se os seguintes:

O ponto P-89 (UTM: 350434/884319) mostra uma concentração de estanho (23

ppm), relativamente muito acima da concentração média encontrada em rochas

graníticas (3 ppm).

Altas concentrações de zinco (108 ppm), bário (276 ppm) e chumbo (29 ppm) são

vistas no ponto P-51 (UTM: 350567 / 8838208), onde a que desperta maior interesse

esta relacionada ao zinco. Esta elevada concentração é muito superior a média

deste em rochas graníticas (51 ppm). Esta associação é um indicativo da ocorrência

de depósitos hidrotermais.

80

No ponto P-23 (UTM: 345110 / 8844314) encontra-se a maior concentração de

nióbio (42 ppm), caracterizando assim um ponto anômalo visto que este valor

equivale a mais do dobro do valor médio encontrado em rochas graníticas (20 ppm).

Nos pontos P-02 (UTM: 356097 / 8859880) e P-09 (UTM: 349041 / 8872094) os

valores de chumbo encontrados são extremamente altos (acima de 600 ppm),

contrastando com o valor médio de chumbo em granitos (18 ppm). Neste caso não

se pode descartar a idéia de anomalias oriundas da ação antrópica.

Os registros de ouro encontrados nos concentrados de bateia nos pontos P-62

(345581 / 8839625) e P-132 (346081 / 8848956) parecem estar relacionados a

zonas de falhamento como mostrado na figura 33, merecendo uma especial

investigação dessas zonas.

81

6. BIBLIOGRAFIA

ALMEIDA.F.F.M. 1977; O Cráton do São Francisco. Revista Brasileira de

Geociências. São Paulo, v.7, n.4, p. 349-364.

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84

ANEXOS

85

Limites de detecção para amostras preparadas em abertura de água régia:

Elemento Limite de Detecção Limite Superior Expressão de

Resultados

Alumínio 0.01% 10% decimais

Antimônio 3ppm 5000ppm nenhum decimal

Arsênio 3ppm 5000ppm nenhum decimal

Bário 1ppm 5000ppm nenhum decimal

Berilo 1ppm 5000ppm nenhum decimal

Bismuto 10ppm 5000ppm nenhum decimal

Boro 10ppm 5000ppm nenhum decimal

Cádmio 1ppm 5000ppm nenhum decimal

Cálcio 0.01% 10% decimais

Cromo 1ppm 5000ppm nenhum decimal

Cobalto 3ppm 5000ppm nenhum decimal

Cobre 1ppm 5000ppm nenhum decimal

Ferro 0.01% 10% decimais

Lantânio 10ppm 5000ppm nenhum decimal

Chumbo 3ppm 5000ppm nenhum decimal

Lítio 1ppm 5000ppm nenhum decimal

Magnésio 0.01% 10% decimais

Manganês 0.01% 10% decimais

Molibdênio 1ppm 5000ppm nenhum decimal

Níquel 1ppm 5000ppm nenhum decimal

Fósforo 0.01% 10% decimais

Potássio 0.01% 10% decimais

Escâncio 1ppm 5000ppm nenhum decimal

Prata 1ppm 5000ppm nenhum decimal

Sódio 0.01% 10% decimais

Estrôncio 1ppm 5000ppm nenhum decimal

Estanho 10ppm 5000ppm nenhum decimal

Titânio 0.01% 10% decimais

Tungstênio 10ppm 5000ppm nenhum decimal

Vanádio 3ppm 5000ppm nenhum decimal

Ytrio 1ppm 5000ppm nenhum decimal

Zinco 1ppm 5000ppm nenhum decimal

Zircônio 1ppm 5000ppm nenhum decimal

Sample ID F Ag Al B Ba Be Bi Ca Cd Co Cr Cu Fe K La Li Mg Mn Mo Na Ni P Pb Sb Sc Sn Sr Ti V W Y Zn Zr

P-01 124 1 0,94 10 30 1 10 0,01 1 7,5 183 8,5 1 0,05 16 8 0,19 0,01 1 0,01 46 0,01 56 5 3 10 1 0,01 19 10 3 13 2

P-02 97 1 0,58 10 43 1 10 0,01 1 3 1 6,4 0,51 0,04 13 3,9 0,02 0,01 1 0,01 2,9 0,01 678 5 3 10 1 0,01 17 10 2,5 13 1

P-03 114 1 0,42 10 35 1 10 0,01 1 3 32 5,3 0,28 0,06 17 2,4 0,02 0,01 1 0,01 17 0,01 54 5 3 10 1 0,01 8,7 10 2,9 14 1,5

P-05 105 1 0,58 10 21 1 10 0,01 1 3 5,9 4,5 0,53 0,07 20 3,5 0,06 0,01 1 0,01 4,5 0,01 3 5 3 10 1 0,01 14 10 5,5 12 1

P-08 117 1 0,55 10 11 1 10 0,01 1 3 1 3,2 0,59 0,07 14 2,8 0,05 0,01 1 0,01 1,4 0,01 30 5 3 10 1 0,01 15 10 2,8 8,3 1,4

P-09 135 1 1 10 37 1 10 0,01 1 14 8,4 15 1,5 0,19 26 6,8 0,21 0,05 1 0,01 17 0,01 662 5 3 10 5,1 0,02 32 10 5,9 32 1

P-10 103 1 0,67 10 30 1 10 0,01 1 5,8 7,3 6,3 0,81 0,07 20 2,9 0,04 0,04 1 0,01 6,3 0,01 4,1 5 3 10 1 0,01 19 10 4,9 12 1

P-14 263 1 0,56 10 63 1 10 0,01 1 3 1 1,5 0,45 0,09 18 4,4 0,06 0,01 1 0,03 1 0,01 3 5 3 10 1 0,01 3,5 10 1 18 3,5

P-17 264 1 1 10 46 1 10 0,01 1 3 9,3 3,3 0,17 0,05 30 7 0,01 0,01 1 0,02 1,4 0,01 9,1 5 3 10 1 0,01 3,8 10 1,9 15 4,2

P-18 157 1 0,62 10 24 1 10 0,01 1 3 1 1,4 0,16 0,03 19 5 0,01 0,01 1 0,01 1 0,01 44 5 3 10 1 0,01 3,6 10 1 13 2,7

P-19 112 1 0,61 10 13 1 10 0,01 1 3 1 2,5 0,12 0,02 10 3 0,01 0,01 1 0,01 1 0,01 5,1 5 3 10 1 0,01 3 10 1 3,5 2

P-23 108 1 1,6 10 181 1 10 0,01 1 3 1 1,5 0,17 0,06 60 8,5 0,04 0,01 1 0,09 1 0,01 18 5 3 10 1 0,01 4 10 6 3 11

P-27 153 1 1,1 10 37 1 10 0,01 1 5 15 7,3 1 0,07 14 7,8 0,11 0,02 1 0,01 10 0,01 3 5 3 10 1 0,01 24 10 3,7 9,6 1,4

P-28 285 1 0,95 13 23 1 10 0,01 1 6,3 8,8 7,3 0,9 0,09 15 7,8 0,15 0,02 1 0,01 8,8 0,01 3 5 3 10 2,6 0,01 20 10 3,4 15 1

P-31 130 1 0,81 10 9,5 1 10 0,01 1 3,2 10 6,9 0,83 0,09 14 4,2 0,11 0,01 1 0,01 4,6 0,01 3 5 3 10 1 0,01 21 10 3,7 14 1,4

P-37 177 1 0,5 10 23 1 10 0,01 1 3,4 70 4,3 0,43 0,06 20 4,8 0,08 0,01 1 0,02 19 0,01 3 5 3 12 1 0,01 9,6 10 2,4 12 1,4

P-42 128 1 0,4 10 18 1 10 0,01 1 3 35 3,3 0,26 0,04 12 3,3 0,03 0,01 1 0,01 7,9 0,01 3 5 3 10 1 0,01 5,1 10 1,4 4,7 1,4

P-43 112 1 0,29 10 20 1 10 0,01 1 3 1 3 0,01 0,04 16 2 0,01 0,01 1 0,01 1 0,01 3 5 3 10 1 0,01 3 10 1 2 1

P-48 173 1 0,69 10 110 1 10 0,01 1 3 1,2 2,3 0,32 0,05 29 5,9 0,04 0,01 1 0,05 1 0,01 5,7 5 3 10 1 0,01 6,4 10 2,3 7,7 4,5

P-51 119 1 1,1 12 276 1 10 0,01 1 4 1 7 1,3 0,07 20 4,5 0,06 0,12 1 0,16 2,5 0,03 29 5 3 10 7,5 0,01 5,5 10 1 108 2

P-57 111 1 0,3 10 55 1 10 0,01 1 3 55 3,5 0,57 0,02 10 2,5 0,01 0,02 1 0,01 5,5 0,01 3 5 3 10 1 0,01 12 10 1 9,5 1,5

P-75 234 1 2 10 69 1 10 0,01 1 15 256 12 2,6 0,08 34 11 0,42 0,02 1 0,01 66 0,02 3 5 5,2 10 1,6 0,01 57 10 8,4 22 1,9

P-83 121 1 0,82 10 1 1 10 0,01 1 3 114 3,2 0,79 0,01 10 3,2 0,01 0,01 1 0,01 6,9 0,01 3 5 3 10 1 0,01 20 10 1 3,7 1

P-84 200 1 0,46 11 25 1 10 0,01 1 3 1 2 0,07 0,05 24 3,5 0,01 0,01 1 0,02 1 0,01 11 5 3 10 1 0,01 3 10 1 12 2

P-85 177 1 0,49 10 24 1 10 0,01 1 3 1 1 0,06 0,04 17 2 0,01 0,01 1 0,02 2 0,01 3 5 3 10 1 0,01 3 10 1 7,3 2,4

P-86 167 1 0,58 12 32 1 10 0,01 1 3 48 9,7 0,25 0,05 16 3,7 0,01 0,01 1 0,02 6 0,01 7,9 5 3 10 1 0,01 5,6 10 1 16 2,3

P-87 299 1 0,56 10 14 1 10 0,01 1 3 28 9,4 0,32 0,05 10 7,9 0,05 0,01 1 0,01 6,4 0,01 3 5 3 10 1 0,01 9,4 10 1,5 5,9 1

P-88 267 1 0,26 10 24 1 10 0,01 1 3 1 1,5 0,02 0,05 17 2 0,01 0,01 1 0,03 1 0,01 3 5 3 10 1 0,01 3 10 1 6,9 2,5

P-89 155 1 0,4 10 21 1 10 0,01 1 3 1 5,5 0,01 0,03 28 1,5 0,01 0,01 1 0,04 1 0,01 3 5 3 23 1 0,01 3 10 1,5 6,4 2,5

P-90 195 1 0,91 10 76 1 10 0,01 1 3 1 6,5 0,41 0,06 33 5 0,03 0,01 1 0,03 1 0,01 3 5 3 10 1 0,01 16 10 2,5 21 5

P-91 271 1 0,8 10 29 1 10 0,01 1 3 4,5 6 0,12 0,03 17 5 0,01 0,01 1 0,01 1 0,01 3 5 3 10 1 0,01 6 10 1 3 1,5

P-92 80 1 0,68 10 1 1 10 0,01 1 3 62 8,7 1,6 0,01 10 2,4 0,01 0,01 1 0,01 8,3 0,01 3 5 3 15 1 0,01 38 10 1 7,8 1,5

P-93 70 1 0,45 10 2,8 1 10 0,01 1 3 37 2,3 0,5 0,01 10 1,4 0,01 0,01 1 0,01 6,8 0,01 3 5 3 10 1 0,01 15 10 1,8 2,3 1

P-94 128 1 1,9 10 36 1 10 0,01 1 69 1165 18 4 0,01 11 7,9 0,8 0,08 1 0,01 410 0,01 3 5 8,4 14 1 0,01 63 10 4,7 17 1

P-95 249 1 1,4 10 34 1 10 0,01 1 7 21 10 1,3 0,13 26 6,5 0,19 0,02 1 0,01 11 0,02 3 5 3,5 14 10 0,01 26 10 7 18 1

87P-96 170 1 1,9 10 32 1 10 0,01 1 11 14 14 1,9 0,26 31 9,1 0,24 0,05 1 0,01 18 0,01 3 5 4,3 11 12 0,02 34 10 7,2 26 1

P-97 111 1 1,1 10 67 1 10 0,01 1 22 133 9,1 1,8 0,06 10 4,5 0,16 0,05 1 0,01 47 0,01 3 5 4 10 1 0,01 42 10 3 10 1

P-24 313 1 1,4 10 160 1,2 10 0,09 1 3 4,2 4,2 0,61 0,06 61 5,7 0,04 0,01 1 0,01 1,7 0,02 32 5 3 10 14 0,01 15 10 4,7 7,9 3,1

P-25 336 1 0,71 10 49 1 10 0,05 1 3 4,4 5,1 0,33 0,08 43 4,4 0,05 0,01 1 0,01 3,4 0,01 15 5 3 10 8,5 0,01 3,9 10 3,8 8,8 1,5

P-33 214 1 0,58 10 31 1 10 0,15 1 4,7 73 5,2 0,55 0,07 20 4,9 0,09 0,01 1 0,01 18 0,02 10 5 3 10 13 0,01 11 10 4,1 25 1

P-35 386 1 1,2 10 39 1,3 10 0,04 1 3 3,6 1 0,14 0,05 41 5,3 0,03 0,01 1 0,07 1 0,01 21 5 3 10 7,7 0,01 3,1 10 3,9 1 4,8

P-45 339 1 1,6 10 133 1,3 10 0,07 1 3 6,1 2,4 0,35 0,07 49 6,6 0,06 0,01 1 0,04 1,9 0,02 30 5 3 10 13 0,01 5,7 10 5,1 3,1 2,1

P-46 279 1 0,93 10 79 1 10 0,06 1 3 3,2 2,2 0,25 0,06 33 4,4 0,03 0,01 1 0,01 1,1 0,01 28 5 3 10 7,9 0,01 7,1 10 5 4,1 1,4

P-47 268 1 0,9 10 117 1 10 0,15 1 5,5 4,6 3,4 0,48 0,08 45 5,2 0,08 0,02 1 0,11 2 0,02 20 5 3 10 16 0,01 6,7 10 3,2 26 1,8

P-59 312 1 1 10 47 1 10 0,31 1 5,1 24 4,7 1 0,08 14 18 0,38 0,02 1 0,33 9,2 0,01 9,3 5 3 10 28 0,02 22 10 2,9 26 1,1

P-65 250 1 0,77 10 49 1 10 0,04 1 3 14 2,8 0,18 0,05 13 2,8 0,03 0,01 1 0,03 1,9 0,01 17 5 3 10 7,3 0,01 4,4 10 1 1 1

P-66 258 1 0,6 10 47 1 10 0,05 1 3 13 2,1 0,1 0,05 17 4,2 0,05 0,01 1 0,07 4,2 0,01 14 5 3 10 8,2 0,01 < 3 10 1,3 1 1,6

P-68 140 1 0,82 10 22 1 10 0,02 1 7,7 908 7,9 1,7 0,02 10 4,3 0,14 0,01 1 0,01 87 0,02 7,8 5 5,4 10 2,5 0,02 53 10 1,8 2,6 1

P-69 387 1 1,4 10 88 1,8 10 0,12 1 3,2 16 10 0,85 0,08 33 12 0,07 0,01 1 0,05 3,9 0,03 32 5 3 10 17 0,01 6,3 10 2,7 13 2,3

P-70 268 1 0,96 10 130 1 10 0,07 1 3 8,8 4 0,5 0,05 38 5,7 0,05 0,01 1 0,05 2 0,01 23 5 3 10 13 0,01 8,8 10 2,9 2,5 2,2

P-98 344 1 1,5 10 180 1 10 0,09 1 3 5,4 1 2,1 0,06 22 2,2 0,05 0,01 1 0,13 2 0,03 32 5 3 10 18 0,01 13 10 1,6 13 3,4

P-99 248 1 1 10 30 1 10 0,06 1 3 13 4,6 0,3 0,05 15 4,5 0,05 0,01 1 0,07 2 0,01 23 5 3 10 10 0,01 6,3 10 1,3 9,2 1,2

P-100 354 1 0,86 10 28 1 10 0,02 1 3 8,1 3,4 0,3 0,08 26 7,4 0,05 0,01 1 0,01 1,3 0,01 16 5 3 10 5,4 0,01 5,6 10 1,6 4,1 1,5

P-101 161 1 0,43 10 18 1 10 0,02 1 3 65 3,8 0,65 0,02 < 10 3,9 0,02 0,01 1 0,01 7 0,01 7,5 5 3 10 2,6 0,01 14 10 1 1,6 1

P-102 215 1 0,24 10 26 1 10 < 0.01 1 3 3,5 1,1 0,05 0,02 26 1,9 0,01 0,01 1 0,01 1 0,01 11 5 3 10 4 0,01 3 10 1 1 1

P-103 331 1 1,8 10 66 1 10 0,06 1 3 5,4 3,1 1,7 0,06 22 6,1 0,03 0,01 1 0,02 1,5 0,05 33 5 3 10 12 0,01 18 10 2,1 3 3,4

P-104 252 1 0,53 10 26 1 10 0,02 1 3 32 4,1 0,27 0,03 20 4,5 0,01 0,01 1 0,01 2 0,01 12 5 3 10 4,2 0,01 7,7 10 1 1 1

P-105 198 1 0,75 10 33 1 10 0,05 1 3 27 6,3 0,69 0,04 12 7,3 0,02 0,01 1 0,01 2 0,02 17 5 3 10 5,8 0,01 12 10 1 1 1,2

P-106 189 1 1,3 10 21 1 10 0,02 1 3 447 7,7 1,7 0,01 < 10 5 0,02 0,01 1 0,01 16 0,02 9,1 5 3,6 10 4,1 0,01 69 10 1 1 1,1

P-107 214 1 0,88 10 36 1 10 0,03 1,5 17 742 7,6 4,4 0,05 10 7,8 0,15 0,05 1 0,01 112 0,02 7,9 5 5,3 10 3,4 0,02 58 10 3,9 8,4 2,3

P-108 247 1 1,3 10 201 1 10 0,15 1 10 7,5 1 2,7 0,06 33 4,4 0,08 0,11 1 0,06 2,4 0,03 19 5 3 10 29 0,01 15 10 2,8 13 3,2