UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA

INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS CURSO DE GEOLOGIA

CRISTIANE MACIEL DE LIMA

OCORRÊNCIA DE BARITA NO GRUPO BARREIRAS - LITORAL NORTE DO ESTADO DA BAHIA

Salvador 2008

CRISTIANE MACIEL DE LIMA

OCORRÊNCIA DE BARITA NO GRUPO BARREIRAS - LITORAL NORTE DO ESTADO DA BAHIA

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. Dr. JOSÉ HAROLDO DA SILVA SÁ

SALVADOR 2008

TERMO DE APROVAÇÃO

CRISTIANE MACIEL DE LIMA

OCORRÊNCIA DE BARITA NO GRUPO BARREIRAS - LITORAL NORTE DO ESTADO DA BAHIA

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

BANCA EXAMINADORA: Prof. Dr. José Haroldo da Silva Sá Prof. Dr. Aroldo Misi Prof. Dr. Sérgio Augusto de Morais Nascimento

Salvador, Dezembro de 2008

Dedico esta monografia aos meus pais, que sempre me apoiaram.

AGRADECIMENTOS

Agradeço em primeiro lugar àquele que sempre foi e sempre será o primeiro, ao

meu Pai Celestial, Jesus Cristo, o qual é a minha rocha principal, bendito seja o meu

rochedo, Ele que sempre me amou, mesmo antes de o conhecer e ainda se fez

como um de nós para que um dia tivéssemos acesso ao seu trono para lhe dar

honra e graça, pois só Ele é merecedor!

À minha família, na pessoa do meu pai Timoteo Maciel de Lima (in memoriam), que

sempre me amou e ensinou muito do que sou hoje, à minha mãe Hilda Carlota de

Almeida Lima, pela paciência e amor, aos meus irmãos: Stella(Teta), Ana Sueli(Su),

Mary Grace(Gal) e João Paulo(Jhow), que sempre estiveram do meu lado, de uma

forma ou de outra, aos sobrinhos: Lorena, Álvaro, Ana Paula, Felipe e Raul, que

sempre trazem alegria e ingenuidade.

Aos meus irmãos em Cristo, pessoas que me ajudam a caminhar perseverando na

fé, sempre com muito amor, companheirismo e orações.

À Universidade Federal da Bahia, conquista alcançada através de uma longa

caminhada no ensino público, desde a infância. Ao Prof° José Haroldo da Silva Sá,

pela paciência e dedicação em me orientar. Aos professores, Osmário Resende,

Iracema Reimão, Flávio Sampaio, Antônio Marcos, Maria José Rego, Cícero Paixão,

Vilton Fernandes, Ernandes, Sergio Nascimento, Joana Luz, Olivar Lima, Telésforo

Marques, Aroldo Misi, José Castro, Simone Cruz, Johildo Barbosa, Abílio Bittencourt

e Ângela Beatriz, pelos incentivos sempre prestados.

Aos funcionário Joceane Cristina, Aldaci, Mércia, Alcilene, Deraldo, Claudionor,

Edgar, Nea, Sales e Mônica, pela dedicação e paciência em servir.

A CBPM (Companhia Baiana de Pesquisa Mineral), pelo apoio nas análises

químicas, na confecção das lâminas delgadas e impressão desta monografia.

As minhas amigas “Lúcias”, Uyara Cabral Machado, Leila Tatiane, Ramille Daniele,

Patrícia Campinho, Ana Maria, Joilma Santos, Ana Carolina, Andressa Tessari,

Sâmia Silva e Rosenilda Paixão, descontração e aprendizado na medida certa. Aos

amigos, Carlos Emanuel, André, Jofre e todos os colegas que de uma forma ou de

outra colaboraram na construção deste trabalho.

Que o Senhor Jesus Cristo abençoe a todos.

RESUMO

A ocorrência da Barita de Conde aflora num corte de estrada ao longo da BA-099

(Linha Verde), no km 142, no sentido Salvador Aracaju e esta inserida em uma lente

de argilito do grupo Barreiras. Esta ocorrência de barita no grupo Barreiras é um fato

inédito na metalogênese do Estado da Bahia, uma vez que nesta unidade geológica,

até então, não se conhecia a presença de barita, o que trouxe questionamentos

quanto às condições ambientas para a gênese desta ocorrência. O grupo Barreiras

que já foi estudado por diversos autores, que ao descreverem a estratigrafia das

suas unidades litológicas em diversos locais na costa do Brasil, observaram que

seus ambientes de sedimentação podem variar desde continental, fluvial e lacustrino

até o ambiente marinho. Além de acrescentar uma novidade à metalogênese do

período Terciário no Estado da Bahia, os resultados deste trabalho também

contribuem para a caracterização e evolução de parte dos ambientes geológicos

durante a deposição do grupo Barreiras.

PALAVRAS-CHAVE: Barita; Grupo Barreiras; Ambiente de Sedimentação e

Argilominerais.

ABSTRACT

The occurance of barita of Conde occurs in a road section, on the BA-099 (Linha

Verde), in the km 142, in the direction Salvador Aracaju and it is inserted in lens of

“argilito” in the Barreiras group. These barite’s occurance in the Barreiras group it is a

new fact on the metallogeny in the Bahia state, once in this geological unit, which has

brought questions about the environmental conditions to this barite genesis. The

Barreiras group, what has already been studied by a number of authors, who

describes the stratigraph of their litological units in a lot of places in the Brazil cost,

they observed that it’s sedimentation environment could vary from continental, river

and lake united to marine environment. Besides to adding a new about the

metallogeny of the Tertiary period in the State of Bahia, the results of this study also

contribute to the characterization and evolution of geological environments during the

deposition of the part of Barrieras group.

KEY WORDS: Barite; Barreiras group; Sedimentation environment and Clay Minerals

LISTA DE FIGURAS

Figura 1 - Mapa de situação e localização da área estudada 16

Figura 2 - Modelo Digital do Terreno. Fonte: Squivel (2006) 17

Figura 3 - Mapa da Tipologia climática do Estado da Bahia 20 Figura 4 - Carta Estratigráfica da Bacia do Recôncavo. Fonte: Caixeta et. al. 1994)29 Figura 5 - Mapa Geológico entre a foz do Rio Itariri e a foz do Rio Itapicuru. Fonte: Vilas Boas et. al. (2005) 32

Figura 6 - Esquema de evolução do grupo Barreiras lato sensu na costa do Norte do Brasil. Arai. M. (2006) 42

Figura 7 – Desenho esquemático do afloramento do grupo Barreiras no local da ocorrência da barita, mostrando a posição relativa das camadas 53 Figura 8 - Difratograma da amostra CCH 1 normal 55

Figura 9 - Difratograma da amostra CCH 1 glicolada 55

Figura 10 - Difratograma da amostra CH 1 aquecida 55

Figura 11 - Difratograma da amostra CH 5 normal 55

Figura 8 - Difratograma da amostra CH 5 glicolada 55

Figura 9 - Difratograma da amostra CH 5 aquecida 55

Figura 10 - Difratograma da amostra CH 6 normal 56

Figura 11 - Difratograma da amostra CH 6 glicolada 56

Figura 12 - Difratograma da amostra CH 6 aquecida 56

Figura 13 - Difratograma da amostra CH 8 normal 56

Figura 14 - Difratograma da amostra CH 8 glicolada 56

Figura 15 - Difratograma da amostra CH 8 aquecida 56

Figura 20 - Difratograma da amostra CH 2 normal 56

Figura 21 - Difratograma da amostra CH 4 normal 56

Figura 16 – Esboço de um modelo genético para a barita de Conde 58

LISTA DE TABELAS

Tabela 1 - Estratigrafia e origem do Grupo Barreiras em Pernambuco, Paraíba

e Rio Grande do Norte. Mabesoone et. al. (1972) 40

Tabela 2 - Resultado da análise química dos sedimentos do grupo Barreiras, na área da ocorrência da barita. As amostras grifadas de cinza são da encaixante da barita 57

SUMÁRIO

1 INTRODUÇÃO 15

1.1 HISTÓRICO 15

1.2 CARACTERIZAÇÃO DA ÁREA 15

1.2.1 Localização 15

1.2.2 Geomorfologia 16

1.2.2.1 Geomorfologia Regional 16

1.2.2.2 Geomorfologia Local 17

1.2.3 Clima 19

1.2.4 Vegetação 20

1.2.5 Hidrografia 23

1.2.6 Potencial Hidrogeológico 23

1.3 OBJETIVOS 24

1.4 METODOLOGIA 24

1.5 TRABALHOS ANTERIORES 25

2 GEOLOGIA DA ÁREA 27

2.1 GEOLOGIA REGIONAL 27

2.1.1 Cinturão Salvador-Esplanada 27

2.1.2 Bacia Sedimentar da Recôncavo – Tucano 28

2.1.3 Sedimentos Terciários 29

2.1.4 Sedimentos Quaternários 30

2.2 GEOLOGIA LOCAL 32

2.2.1 Grupo Barreiras 32

2.2.2 Leques Aluviais Coalescentes 33

2.2.3 Aluviões 33

2.2.4 Sedimentos de Praia 34

2.2.5 Dunas 34

2.2.6 Terraços Marinhos Holocênicos 34

2.2.7 Arenitos de Praia 34

2.3 GEOLOGIA ESTRUTURAL 35

3 O GRUPO BARREIRAS 36

4 AMBIENTES DE FORMAÇÃO DOS DEPÓSITOS DE BARITA 44

4.1 INTRODUÇÃO 44

4.2 GEOLOGIA DA BARITA 45

4.3 AMBIENTES DE FORMAÇÃO DA BARITA NO BRASIL 46

4.3.1 Ambientes de depósitos hidrotermais associados com o magmatismo alcalino-carbonático 46

4.3.2 Ambientes de depósitos vulcano-sedimentares 46

4.3.3 Ambientes de depósitos sedimentares exalativos 47

4.3.4 Ambientes de depósitos hidrotermais filoneanos 47

4.3.5 Ambientes de depósitos associados à circulação de fluidos conatos 47

4.3.6 Ambientes de depósitos residuais 48

5 UMA PROPOSTA PARA O MODELO GENÉTICA O DA BARITA

DE CONDE 49

5.1 CARACTERIZAÇÃO DA BARITA DE CONDE 49

5.2 CARACTERIZAÇÃO DA ROCHA ENCAIXANTE 52

5.2.1 Características Mineralógicas e Químicas 53

5.3 ESBOÇO DE UM MODELO GENÉTICO PARA A BARITA DE

CONDE 57

6 DISCUSSÕES E CONCLUSÕES 60

LISTA DE FOTOS FOTO 1 - Barita botroidal 50 FOTO 2 - Barita estalactitica 50 FOTO 3 – Barita placóide 50 FOTO 4 - Todos os tipos de amostras 50 FOTO 5 - Barita placóide (in situ), onde pode-se observar o crescimento dentro de pequenas fendas no argilito. 50 FOTO 6 - Barita estalactitica (in situ), mostrando crescimento vertical, também dentro de pequenas fendas no argilito 50 FOTO 7 - Barita placóide (in situ), vista lateralmente, preenchendo uma fenda no argilito 51

FOTO 8 - Barita estalactitica (in situ), onde pode-se observar o crescimento Vertical 51 FOTO 9 - Barita botroidal (in situ) associada com hidróxido de ferro 51 FOTO 10 - Afloramento do argilito com a barita na parte Inferior da foto, as setas indicam a posição de algumas concreções de barita 51

LISTA DE FOTOMICROGRAFIAS

FOTO 11 - Amostra CH 53 52 FOTO 12 - Amostra CH 53 52 FOTO 13 - Amostra CH 52 52 FOTO 14 - Amostra CH 55 52 FOTO 15 - Afloramento do grupo Barreiras no local da ocorrência da barita, mostrando a posição relativa das camadas 53

15

Capítulo I - Introdução 1.1 – Histórico Este trabalho é fruto da curiosidade gerada durante a disciplina Geologia

de Campo II, no semestre 2006.1, quando, ao fazer a descrição geológica do Grupo

Barreiras num corte de estrada da BA 099 (Linha Verde), nos deparamos com

formas exóticas de cristais numa fácies argilosa desta formação e, depois de

diversos questionamentos durante o semestre e algumas discussões e análises,

concluiu-se que se tratava de uma ocorrência singular de barita no Grupo Barreiras,

o que estimulou a busca por respostas aquele fato observado em campo.

1.2 – Caracterização da Área 1.2.1 – Localização A área pesquisada está localizada no Litoral Norte do Estado da Bahia, no

município de Conde, a cerca de 150 km de Salvador, tendo seu ponto médio as

coordenadas x = 645555 e y = 8682122. O principal acesso é pela BA 099 (Linha

16

Verde), partindo de Salvador até Conde; outro acesso é por Alagoinhas pela BR 101

até Esplanada e depois até Conde pela BA 233. (Figura 1)

Ocorrência da Barita

Figura 1 - Mapa de situação e localização da área estudada 1.2.2 – Geomorfologia

1.2.2.1 - Geomorfologia Regional

Segundo Bittencourt et al (1979), as características fisiográficas e

geomorfológicas do Litoral da Bahia foram divididas em 6 setores, sendo a região de

Itapoan até Conde denominada de setor I, que é caracterizada por uma planície

litorânea descontinua, representada pelo Grupo Barreiras. Nas zonas escavadas

desta unidade encontram-se os depósitos quaternários. Neste setor ocorre também

uma linha de arenitos de praia, praticamente continuo. Quanto ao retrabalhamento é

possível reconhecer dois modelados distintos, um de dissecação e outro de

acumulação. As altitudes variam desde o nível do mar até 154,9m, porem na área da

ocorrência a altitude é de aproximadamente 85m, como mostra o mapa abaixo

(Figura 2)

17

Figura 2 – Modelo Digital do Terreno. Fonte: SQUIVEL (2006) 1.2.2.2 - Geomorfologia Local Na região estão definidas as seguintes unidades geomorfológicas Lima et. al.

(2006): 1-Praias; 2- Dunas; 3-Terraços marinhos holocênicos; 4-Leques aluviais; 5-

grupo Barreiras, descritas a seguir:

Unidades Geomorfológicas

Praia

Esta unidade esta relacionada com os processos morfogenéticos de origem

marinha, o modelado é o de acumulação em toda a extensão mapeada, exceto na

foz do rio Itariri, onde o modelado é o de dissecação sujeito a erosão moderada a

18

forte. O relevo é aplainado, porem com declividade de aproximadamente 4º. E

subdividi-se em três zonas morfológicas distintas que são:

• Antepraia, localizada na parte submersa no nível da maré baixa e se

estende até o limite da plataforma continental. O relevo predominante é plano com

uma declividade muito pequena.

• Praia, zona que está localizada na porção intermaré, o relevo apresenta

uma declividade maior que a anterior, mas esta zona ainda se configura como uma

região plana.

• Pós-praia, zona que se localiza a partir da maré alta até o cordão de

dunas I, tendo esta a maior declividade que é de aproximadamente 4º.

Dunas

Ocorrem por toda a extensão da área estudada, margeando as praias, são

separadas em dois cordões, um atual, que esta sofrendo retrabalhamento eólico das

areias vindas da praia, e um outro cordão de dunas já imóveis (paleodunas). Este

esta sofrendo dissecação e apresenta um relevo ondulado.

Terraços Marinhos Holocênicos

Nesta unidade, observa-se uma baixa altitude, em torno de 5 m, no máximo.

É composta por sedimentos inconsolidados, com presença de matéria orgânica,

possui um alto grau de infiltração devido a sua porosidade. É proveniente da

acumulação marinha, nos locais onde afloram o nível estático tem-se a presença de

lagoas.

Leques Aluviais Pleistocênicos

Unidade onde ocorre o modelado de dissecação homogênea, apresenta topos

convexos, com vertentes convexas, essas formas dos topos decorrem do processo

de denudação intenso responsável pelo rebaixamento da área e pela formação de

morros caracterizados por pequenas elevações. Com cotas em torno de 50m. É uma

área que esta sujeita a antropização.

Grupo Barreiras

Composto basicamente de sedimentos areno-argilosos e arenosos,

dissecado homogeneamente pelos brejos e drenagens principais que formam a

19

bacia do rio Itariri, formando vales em ‘U’, com vertentes convexas e topos também

convexos. Nesta unidade ocorrem alguns indicadores de erosão, como sulcos e

ravinas, localizados ao longo da Linha Verde. Estão associados a forte antropização

com a retirada quase que total da vegetação natural, o que diminui a

sustentabilidade dos solos e sedimentos.

Como sinais da ação antrópica, foram observados: cortes e aterros ao longo

da Linha Verde, e nas estradas secundárias. O modelado é uma resposta aos

processos de escoamento laminar difuso, este vinculado às zonas de baixa e média

declividade, com vegetação natural ainda preservada, e as zonas sujeitas a erosão

fraca á moderada; e escoamento laminar severo, em vertentes de alta declividade.

1.2.3 – Clima A região apresenta, segundo PROJETO RADAMBRASIL (1983), um clima

tropical megatérmico, fato este reforçado pelas baixas altitudes do seu relevo, que

poucas vezes ultrapassam 100m na área de estudo. A ação reguladora do Oceano

Atlântico é exercida sobre a extensa área costeira, que se estende de Salvador ao

Conde, e se manifesta não apenas nos índices térmicos, mas, sobretudo, na

intensidade das chuvas e no regime pluvial, sendo marítimos os ventos que trazem

os sistemas meteorológicos portadores de chuvas.

O clima predominante na região é o tropical chuvoso, com seca na primavera-

verão. Sua estrutura pluvial modela-se de sul para norte e de leste para oeste. A

intensidade das chuvas decresce de Salvador (2.099mm anuais) para Conde

(1.450mm anuais). O grau decrescente de pluviosidade na direção sul-norte não

altera o regime das chuvas, que é o mesmo em toda a área, sendo o outono-inverno

o período mais chuvoso, isto nos mês de maio e a primavera-verão o mais seco, isto

nos meses de setembro e janeiro.

Habitualmente, a região é dominada pelos ventos alísios de SE, que

assumem também a direção E ou NE, no verão, estes são ventos reguladores e

constantes (brisas), com velocidade fraca. As variações térmicas não são relevantes

e as isotermas anuais de 25ºC e 24ºC se distribuem por toda a região. Pelas suas

relações com a temperatura, às variações dos elementos umidade relativa,

nebulosidade, evaporação e insolação são pouco relevantes (Figura 3).

20

Figura 3 - Mapa da Tipologia climática do Estado da Bahia 1.2.4 – Vegetação

Na área de estudo foram encontrados IV domínios fitoecológicos: I Floresta

Ombrófila e Mata Ciliar, II Restingas, III Áreas Antropizadas, IV Vegetação de água

Doce e Salobra, descritos detalhadamente a seguir :

Domínio I – Floresta Ombrófila e Mata Ciliar

Florestas Ombrófilas

Na área está localizada, segundo Lima A. C. S. (2005), numa faixa de Mata

Atlântica que passou a fazer parte da Reserva da Biosfera pela Unesco, desde

1993, através do programa MaB13 UNESCO, que a incluiu nesse patamar

internacional deveras importante em termos de conservação ambiental, ocupam

pequenas áreas, associadas aos sedimentos areno-argilosos do grupo Barreiras.

Esta Vegetação funciona como importante fornecedor de nutrientes que

alimentam os cursos de água. Funciona também como um importante estabilizador

de nível de erosão, protegendo a qualidade hídrica e biota. Caracterizada por uma

fisionomia arbórea fechada, formada por várias espécies com altura media de 120 a

20 metros.

Mata Ciliar

21

Representa uma pequena parte da vegetação natural da área, representando

as mesmas características e variedades de espécie encontrados na Floresta

Ombrófila, sendo diferenciada apenas em termos de localização e função, já que

esta localizada apenas nas margens do rio Itariri e seus afluentes. Atua como área

de proteção contra a erosão, funcionando como corredores de fauna entre áreas

entre a montante e a jusante da bacia.

As raízes das árvores que compõe esta mata ajudam a fixar o solo evitando o

assoreamento e fazendo com que os mananciais hídricos subterrâneos sejam

constantemente realimentados pela infiltração das águas pluviais, contribuindo

diretamente com o volume de água e da alteração da temperatura do ecossistema

aquático. A mata serve como habitat de várias espécies da fauna,

Domínio II – Restingas

Restinga em Duna

Esta unidade representa um compartimento próprio por sua distribuição

territorial restrita, estando associadas aos cordões de dunas I e II. Essas áreas são

de difícil sobrevivência para os vegetais por uma série de fatores tais como, falta de

água, devido a excessiva porosidade, escassez de nutrientes das areias quartzosas,

alta salinidade, temperatura e forte ações dos ventos marinhos. Apresentam uma

mistura de tipologia herbácea e arbustiva.

Predominando arbustos de ramos retorcidos formando moitas intercaladas com

espaços abertos ou em aglomerados contínuos com plantas de até 3 metros de

altura, poucas plantas epífitas, representadas por liquens, samambaias, bromélias e

orquídeas. Trepadeiras ocorrem com mais abundância e diversidade e o estrato

herbáceo também é freqüente.

Restinga de Praia

Esta unidade de vegetação vai desde o nível de maré mais alta e o continente,

até o limite com o terraço marinho holocênico abrangendo não só essas faixas

arenosas, como também o pós-praia, representado pelos cordões dunas.

A vegetação possui um porte herbáceo, de caules longos e prostados que

funcionam como barreira à movimentação da areia. A unidade é constituída por

22

plantas herbáceas altamente adaptadas a salinidade, ainda apresenta uma

distribuição esparsa ou recobrindo totalmente a areia.

Domínio III - Áreas Antropizadas

Coqueiral

Predominam nas áreas mais próximas à praia já que a cultura de coco se

adapta especialmente bem aos solos baixos, arenosos e pouco férteis dos terraços

marinhos, associados aos sedimentos do quaternário costeiro, apresenta uma

distribuição espacial bastante definida e nítida.

O impacto dessa atividade esta relacionado apenas na total eliminação da

cobertura vegetal de restinga, os coqueirais representam elemento típico da costa

do litoral norte, historicamente integrados à paisagem e à economia regional.

Área ocupada por pastagem

Abrange uma área extensa, que foi desmatada para construção de pastos e

plantação em pequena escala de agricultura de subsistência. Os impactos

ambientais dessa atividade esta associada ao aumento do nível de erosão

produzindo progressivo assoreamento dos cursos de água, principalmente quando

desenvolvidas em vertentes com alta declividade e onde ocorre a remoção das

matas ciliares originais.

Capoeira

A vegetação local encontra-se em diversos estágios de recuperação, desde a

fase final até a avançada. No campo foi observado áreas de vegetação natural

queimadas para serem transformadas em pastagens ou cultivos agrícolas.

As queimadas provocam um aumento na acidez do solo, ocasionada pela

queima de matéria orgânica e destruição dos organismos, ocasionando uma

modificação drástica na paisagem.

Domínio IV - Vegetação de água Doce e Salobra

Este domínio é formado por áreas cobertas temporariamente por água doce e

salobra, formadas a partir da exudação de águas subterrâneas associadas a

23

aqüíferos formados nos sedimentos Tércio-Quaternários arenosos e fluxo das

marés, onde sobrevivem espécies vegetais bastantes características desses

ambientes. Neste domínio foram encontradas as seguintes unidades:

Brejos

Representam áreas potencialmente inundáveis dos cursos de água ao longo

da área, cortando o Tabuleiro Costeiro e a Planície litorânea. Apresentam vegetação

hidrófila com fisionomia herbácea e com pequena altura podendo chegar até 2

metros no caso.

Manguezais

O manguezal da área esta compreendido desde a foz do rio Itariri até o limite

maxímo de atuação da água do mar. Um número pequeno de espécies forma

associações muito densas, apresentando forma arbustiva e arbórea, de raízes

aéreas, com árvores de cerca de 4 m de altura.

1.2.5 – Hidrografia A área estudada esta inserida na sub-bacia do Rio Itariri, que esta contida na

bacia hidrográfica do Rio Inhambupe. Os limites desta bacia hidrográfica encontram-

se nas Áreas de Proteção Ambiental (APAs), ou seja, APA do Litoral Norte e de

Mangue Seco A área de drenagem do Rio Inhambupe corresponde a um total de

aproximadamente 36.440 km2.

Já a sub-bacia do Rio Itariri possui uma área de 367 km2, é estreita e não

possui afluentes expressivos. O índice pluviométrico é de 1.6000 mm/ano. Tem

como rio principal o Rio Itariri e como principal afluente o rio Mucambo com 22,2 km

de extensão. Com sua foz no Povoado de Barra do Itariri.

1.2.6 - Potencial Hidrogeológico

A bacia do rio Inhambupe apresenta condições bastante privilegiadas no que

diz respeito à ocorrência de água subterrânea, considerando que se encontra num

ambiente geológico extremamente favorável. Esta bacia mostra um potencial

24

hidrogeológico que se caracteriza com um dos melhores do Estado da Bahia, tanto

em quantidade como em qualidade.

Na área de estudo predomina os sedimentos do grupo Barreiras sobre o

embasamento cristalino conferindo localmente a esse sistema melhores condições

de alimentação, qualidade da água e vazão. Tal aspecto o classifica como um

aqüífero misto Granular/Fissural. Neste domínio a ocorrência de água subterrânea

está associada aos sedimentos do grupo Barreiras e os depósitos aluvionares, que

funcionam como alimentadores para o aqüífero fissural cristalino.

1.3 – Objetivos

Esta monografia tem como objetivo geral descrever e investigar as condições

de formação da ocorrência de barita e propor o modelo genético da barita no grupo

Barreiras no Litoral Norte do Estado da Bahia.

1.4 – Metodologia Durante a pesquisa houve o desenvolvimento das seguintes fases:

→ Levantamento bibliográfico, sobre o tema e formulação da proposta de trabalho,

onde foram consultados artigos científicos, textos e alguns livros que abordam

assuntos sobre as formas de ocorrência da barita no Brasil, formação Barreiras e

dados relativos à área, como: fotografias aéreas, mapas, poços (CERB, 1973). A

partir de então a pesquisa tomou diversos enfoques, em diferentes escalas de

observação, apoiadas principalmente, nas características e propriedades geológicas,

mineralógicas e geoquímicas da ocorrência da barita.

→ Trabalhos de campo:

• Para o reconhecimento das unidades do grupo Barreiras;

• Coleta de amostras.

→ Trabalhos de laboratório:

• Identificação das argilas, com o uso da técnica de Difração de Raios-X, mais

indicadas para a determinação de argilominerais, pois como alguns cristais tem os

25

átomos ordenados em planos cristalinos separados entre si por distâncias da

mesma ordem de grandeza dos comprimentos de onda dos raios X;

• Como também análise químicas ICP para “trinta elementos”, nos sedimentos, para

a determinação das concentrações dos elementos químicos;

• Estudos petrográficos em lâminas delgadas de amostras de agregados de barita.

→ Trabalhos de escritório:

• Análise, interpretação e integração dos dados e informações obtidas no campo e

laboratório;

• Elaboração do texto (em forma de monografia).

1.5 – Trabalhos Anteriores

A primeira referência conhecida ao termo Barreiras data de 1500, na carta de

Pero Vaz de Caminha, “... traz ao longo do mar, em algumas partes, grandes

barreiras, delas vermelhas e delas brancas... “. Segundo Chignone (1979).

Quanto à primeira descrição litológica do grupo Barreiras, foi feita por Branner

(1902, apud Lima. C. C. U. 2002), utilizando a terminologia Barreiras, para nomear

as camadas sedimentares expostas nos tabuleiros da costa atlântica do nordeste

brasileiro. Inicialmente, essa denominação tinha apenas um caráter morfológico,

pois foi denominado Barreiras os tabuleiros formados por sedimentos inconsolidados

ou pouco consolidados que ocorrem ao longo do litoral. Que sugestivamente se

apresentam como falésias (Barreiras), formadas pelo trabalho erosivo do mar.

Bigarella e Andrade (1964) propõem à denominação de Grupo Barreiras em

substituição a nomenclatura antiga de “série” ou “Formação Barreiras” por

concluírem um conjunto de formações pós-Formação Cabo e de uma superfície de

discordância erosiva, observando que toda seqüência poderia ser subdividida em

duas formações, a inferior de Formação Guararapes e a superior de Formação

Riacho Morno. Constituídas dos materiais clásticos fornecidos pelos aplainamentos

e pedimentos cenozóicos.

Mabesoone et al. (1972) propuseram a divisão do grupo Barreiras em três

unidades estratigráficas distintas, que são: a formação Macaíba; a formação

Guararapes e a formação Serra dos Martins, cada uma caracterizada por uma capa

de intemperismo típico.

26

Vilas Boas et. al. (2005) observaram que o Grupo Barreiras é uma cobertura

sedimentar terrígena, de idade Miocênica a Pleistocênica Inferior, que tem grande

ocorrência ao longo do litoral brasileiro, e que apresentam características

sedimentológicas indicativas de uma deposição por sistemas fluviais.

Arai M. (2006) concluiu que o Sistema Pirabas/ Barreiras Inferior foi

depositado durante a subida eustática ocorrida no intervalo Aquitaniano –

Serravalliano (Eomioceno a Mesomioceno). Segundo este autor a unidade Barreiras

Superior foi depositada no Plioceno, existindo, entre esta e a unidade Barreiras

Inferior, a Discordância Tortoniana, ou seja, durante a evolução da deposição dos

sedimentos conhecidos como Grupo Barreiras houve uma transgressão marinha,

que deixou algumas evidências ao longo da costa do Brasil.

Squivel (2006) relata que a morfologia da “Formação” Barreiras corresponde

às áreas de tabuleiros costeiros ou relevos de topos tabulares, encostas retilíneas e

declivosas e vales alargados em forma de “U” e quando aflorante em sua base o

embasamento apresentam-se como formações colinosas de topo convexo com

vertentes do tipo convexas, convexo-côncavas e retilíneas, bastante dissecadas por

vales em forma de “V” em diversos graus de aprofundamento que se destacam

topograficamente das unidades integrantes da planície costeira (Squivel apud Nunes

et al. 1981).

Domingues et. al. (2008) também propõem uma origem marinha para parte do

grupo Barreiras, pois segundo estes autores, uma origem marinha para a “Formação

Barreiras” é muito mais consistente que uma origem puramente fluvial uma vez que

consegue explicar e conciliar várias observações a respeito desta unidade.

27

Capítulo II – Geologia da Área 2.1 – Geologia Regional

A geologia regional do Litoral Norte da Bahia está representada, pelas rochas

Paleoproterozóicas do Cinturão Salvador-Esplanada, pela Bacia Sedimentar do

Recôncavo-Tucano, pelos sedimentos do Terciário e pelos sedimentos do

Quaternário.

2.1.1 - Cinturão Salvador-Esplanada

No Cinturão Salvador-Esplanada, Segundo Barbosa (1996), ocorrem rochas

granodioríticas, graniticas, gnaisses e anfibolitos, que foram afetadas por uma

sucessão de cisalhamentos dúcteis, transcorrentes, com as foliações variando de

N45°E a N65°E, com mergulhos subverticais, alinhado na direção principal N45°E,

onde as cidades de Salvador e Esplanada, estão inclusas. Segundo Barbosa (1996)

apud Oliveira Júnior (1990), toda a região foi submetida ao metamorfismo da fácies

anfibolíto alto a granulito, com posterior retrometamorfismo à fácies anfibolito médio

a baixo (epidoto-anfibolíto), nas partes medianamente deformadas. A idade das

rochas nas imediações de Esplanada foi determinada pelas isócronas Rb-Sr

Barbosa, op. cit, como do Proterozóico Inferior.

28

2.1.2 - Bacia Sedimentar do Recôncavo-Tucano

Esta Unidade litoestratigrafica, segundo Ghignone (1979), faz parte da Bacia

Recôncavo-Tucano, que contém unidades de espesso pacote sedimentar

pertencente ao Supergrupo Bahia, os quais na geologia regional incluem os

sedimentos permo-triássicos/jurássicos do grupo Brotas, que é constituído pelas

formações Aliança e Sergi. A formação Aliança é composta de folhelhos, calcários,

evaporitos e conglomerados no membro Afligidos e arenitos vermelhos, pintalgados

de branco no membro Boipeba, e a formação Sergi, que situa-se estratigraficamente

acima da formação Aliança, é constituída de arenitos finos, médios e grosseiros, de

coloração variada entre branco e amarelo.

De idade cretácica inferior têm-se os grupos Santo Amaro, Ilhas e a formação

São Sebastião. O grupo Santo Amaro é composto, da base para o topo, pelas

formações Itaparica e Água Grande que é representado por arenito cinza

esbranquiçado a cinza-esverdeados, quartzosos às vezes feldspatico, fino a médio,

raramente grosso a conglomerática, localmente com estratificações cruzadas.

Formação Candeias é composta por folhelhos e siltitos, contendo intercalações finas

de calcarias, dolomitos e espessos corpos de arenitos maciços.

O grupo Ilhas é constituído, de baixo para cima, pelas formações Marfim,

Taquipe e Pojuca. A formação Marfim constitui-se predominantemente de arenitos

finos a silticos, raramente grossos, cinza-claro a esverdeado, com matriz argilosa,

fragmento de carvão e de folhelhos, distribuídos por folhelhos cinza com

estratificação paralela localmente piritoso, contendo níveis de marga castanha, mole.

A formação Pojuca consiste em arenitos, folhelhos, siltitos e calcários intercalados.

Por fim a Formação São Sebastião que é constituída de arenitos grassos a finos,

amarelos-avermelhados, friáveis, feldspático, intercalados com argilas silticas,

variegadas.

De idade Albiano-Aptiano há a formação Marizal composta de arenitos,

conglomerados, folhelhos e calcários. Os conglomerados, que ocupam a base da

formação são médios a grossos apresentam-se maciços ou estratificados, possuem

matriz dominantemente arenosa e podem conter seixos e calhaus de gnaisse,

arenito, calcário, quartzo, sílex, siltitos, lamito, quartzito e rochas ígneas básicas.

29

Muitas vezes, os clastos apresentam-se imbricados, a seguir esta a carta

estratigráfica da bacia do Recôncavo, (Figura 4).

Figura 4 – Carta Estratigráfica da Bacia do Recôncavo. Caixeta et. al. (1994) 2.1.3 - Sedimentos Terciários

Fazendo parte dos sedimentos terciários tem-se a formação Sabiá e o grupo

Barreiras. A formação Sabiá apesar de apresentar poucos afloramentos é

identificada por ocupar terrenos baixos e planos, com vegetação de gramínea e é

composta, segundo Bittencourt (1996) apud Viana at al. (1971) por folhelhos cinza-

esverdeados e amarelados, às vezes siltícos ricos em foraminíferos com

30

intercalação de arenitos finos a sílticos, de coloração amarela-clara, muito micáceos

e finas lentes de calcários amarelos-alanrajados, argilosos muito fossilíferos.

O grupo Barreiras é composto de areias finas a grossas, argilas com

coloração de alterações vermelhas, roxa, amarelada e branca. Arenitos finos com

níveis conglomeráticos, de matriz cauliníca, pouco consolidados, pobremente

selecionados. As areias e argilas apresentam estratificações cruzadas planar,

laminações plano-paralela, tendo na base um conglomerado maciço, e os arenitos

com níveis conglomeraticos apresentam-se maciço. Ainda á observado uma

discordância predominantemente erosiva entre as unidades de areia e argila e a do

arenito maciço.

2.1.4 - Sedimentos Quaternários

Os sedimentos que fazem parte desta unidade são os terraços marinhos, os

leques aluviais coalescentes, as dunas, os depósitos fluviolagunares e os arenitos

de praia.

Os terraços marinhos se dividem em pleistocenicos e holocênicos, Os

Pleistocênicos são encontrados na planície costeira e foram formados pela

progradação da linha de costa que ocorreu no período de regressão marinha, após o

máximo da Penúltima Transgressão Squivel (2008) apud Bittencourt et al. (1979), a

cerca de 120 mil anos atrás. Estes depósitos sedimentares apresentam-se sob a

forma de terraços arenosos com altimetria máxima em torno de 7 a 10 metros acima

do nível do mar atual, é constituído por areias quartzozas de coloração branca e

textura variando de areia fina a média.

Os terraços marinhos holocênicos são depósitos de areias litorâneas

regressivas que constituem um terraço arenoso desenvolvido a partir do máximo da

última transgressão, a cerca de 5.100 anos atrás Squivel (2008) apud Bittencourt et

al. (1978). Estes depósitos são constituídos por areias quartzozas bem

selecionadas, de coloração ocre-amarelada, contendo biodetritos e estão separados

dos terraços marinhos pleistocênicos por uma área baixa ocupada por zonas

úmidas.

31

Leques aluviais coalescentes são encontrados em diferentes locais da costa,

normalmente encostados no sopé de elevações, e com topos situados de 15 a 20 m

acima do nível atual do mar. Constituem depósitos de areias brancas mal

selecionadas, e contendo seixos arredondados a angulosos. Tendo em visto a sua

extensão, características sedimentológicas, posição aos pés das encostas e, em

alguns casos, a forma em leque dos depósitos, esses sedimentos foram

considerados por Vilas Boas et al. (1979,1985) como continentais, do tipo depósitos

de leques aluviais coalescentes, o que implica, para a sua formação, condições

climáticas totalmente diferentes das atuais, clima do tipo semi-árido com chuvas

esparsas e violentas.

As dunas foram identificadas baseando-se nas características macroscópica

de suas areias, bem como as relações de contato com outros depósitos quaternários

que ocorrem na região, foram observadas três gerações de dunas; as dunas

internas, as dunas externas e os cordões de dunas. De uma maneira geral são

constituídas de areias finas, bem selecionadas, predominantemente quartzosas, e

com graus de arredondamento dependendo da área-fonte que, pode ter sido tanto

os depósitos de leques aluviais anteriores à penúltima transgressão, quanto aos

sedimentos dos terraços relacionados com a mesma ou, ainda, as praias atuais.

Os depósitos fluviolagunares sãs compostos de sedimentos lagunares

tipicamente argilo-siltosos, de cor cinza a preta, ricos em matéria orgânica e

contendo conchas marinhas e lagunares. Esses sedimentos foram depositados em

antigas lagunas formadas durante a parte terminal da última transgressão que, tendo

cortadas suas comunicações com o mar na regressão subseqüente, foram

colmatadas e evoluíram para os pântanos. Quanto aos terraços fluviais, são siltico-

argilosos, constituídos basicamente de sedimentos de diques marginais, barra de

meandro e de canal abandonado.

Os arenitos de praia localizam-se desde a zona de antepraia até dezenas de

metros mar adentro, estando sempre alinhados paralelamente sub-paralelamente à

linha de costa. Ocorrem formando corpos rochosos tabulares estratificados

constituídos predominantemente por areias quartzosas e fragmentos de conchas por

cimento carbonático apresentam fraturas ortogonais.

32

2.2 – Geologia Local

Na área de estudo, é possível observar três unidades litológicas: As rochas do

embasamento cristalino, representada pelo Cinturão Salvador-Esplanada; Os

sedimentos terciários aqui representados pelo grupo Barreiras, foco principal desta

pesquisa, que será detalhado a seguir e os sedimentos quaternários, abaixo

observa-se o mapa geológico da área (Figura 5).

N

OCORRÊNCIA DA BARITA

Figura 5 – Mapa Geológico entre a foz do Rio Itariri e a foz do Rio Itapicuru. Fonte: Vilas Boas (2005)

2.2.1 - Grupo Barreiras

É importante ressaltar, que neste trabalho se usa a denominação de grupo,

ao sedimentos do Barreiras, apesar de que no Litoral Norte do Estado da Bahia não

foi observado o perfil típico, estudado pelos autores, que se encontram no capítulo

III.

Foi observado em campo, que os sedimentos do Grupo Barreiras se

apresentam da base para o topo composto de conglomerado, com pouca matriz de

composição arenosa, sendo que os seixos apresentam forma sub-arredondados e,

subindo na estratigrafia este conglomerado vai intercalando com camadas de argila

ferruginosa.

33

Outra unidade é representada por um arenito de coloração branca a creme, e

arenitos cascalhosos, os grãos são arredondados a sub-arredondados, com

estratificação sub-horizontal e em alguns locais apresentam estratificação cruzada.

Fazendo um limite gradual e lateral com o arenito ocorre uma fácies argilosa

de coloração cinza esverdeada que não apresenta estratificação visível, suas

dimensões são de no máximo 10m de espessura por 100m aproximadamente de

comprimento, imediatamente acima há outra fácies argilosa, porém de coloração

ferruginosa e estrutura planar sub-horizontal, todo este pacote esta sendo cortado

por um superfície erosiva, onde na parte superior foi depositado um arenito

conglomerático de coloração amarelada e grãos sub-arredondados a arredondados.

2.2.2 - Leques Aluviais Coalescentes

Sobrepostos aos arenitos conglomeráticos, que estão no topo do Barreiras

encontra-se em diferentes locais da costa, normalmente encostados no sopé de

elevações, cujos topos estão situados de 15 a 20 m acima do nível atual do mar, os

leques aluviais coalescentes.

Constituem depósitos de areias brancas mal selecionadas, que contem seixos

arredondados a angulosos. Tendo em visto a sua extensão, características

sedimentologicas e posição aos pés das encostas e, em alguns casos, a forma em

leque dos depósitos, esses sedimentos foram considerados por Vilas Boas et al.

(1979,1985) como continentais, do tipo depósitos de leques aluviais coalescentes, o

que implica, para a sua formação, condições climáticas totalmente diferentes das

atuais, clima do tipo semi-árido com chuvas esparsas e violentas. 2.2.3 – Aluviões São sedimentos quaternários que ocorrem associados ao rio Itariri e seus

afluentes. São mais desenvolvidos no delta do rio Itariri e regiões de restinga.

Iniciam o seu desenvolvimento nos médios cursos, crescendo à medida que

se aproximam dos baixos cursos e na embocadura do rio, alcançam larguras

consideráveis nos vales e próximo à orla. Esses aluviões são representados por

areias finas a grosseiras, de cores variadas, incluindo cascalheiras, argilas e matéria

orgânica em decomposição.

34

2.2.4 - Sedimentos de Praia

A praia é subdividida em três feições morfológicas: Ante-praia, praia e pós-

praia, que geral apresentam areia de granulometria média composta por quartzo,

minerais opacos e carbonáticos, de coloração amarelado, branco, e preto dando um

aspecto geral com tonalidade bege, os grãos são arredondados a sub-

arredondados, sendo que nos sedimentos do pós-praia há presença de organismos.

2.2.5 – Dunas

As dunas estão divididas em: Cordão de Dunas I que esta situado logo após a

pós-praia adentrando para o continente, apresenta uma altitude média de dois

metros e suas características são de areia com granulometria média, composto de

quartzo, minerais opacos e carbonáticos, de coloração amarelado, branco e preto

dando um aspecto geral com tonalidade bege, os grãos são arredondados a

subarredondados; Cordão de Dunas II, que encontra-se logo após os terraços

marinhos holocênicos, no sentido oeste, sua altitude é de aproximadamente oito

metros e seus sedimentos arenosos de granulometria fina e de coloração superficial

esbranquiçada que possui composição do Cordão de Dunas I, além de matéria

orgânica provinda da vegetação de restinga típica dessa área.

2.2.6 - Terraços Marinhos Holocênicos

Está localizado após o cordão de dunas I, apresenta uma área

topograficamente baixa e plana, onde inclusive se observa formações de lagoas,

resultantes de afloramentos do nível estático, a granulometria dos sedimentos

arenosos varia de média a fina, com coloração superficial branca, é essencialmente

composta de quartzo, minerais opacos e carbonáticos, além de matéria orgânica.

2.2.7 - Arenitos de Praia

Localizam-se numa estreita área no encontro do mar com o rio Itariri, estando

sempre alinhados paralelamente sub-paralelamente à linha de costa. Ocorrem

formando corpos rochosos tabulares estratificados constituídos predominantemente

35

por areias quartzosas e fragmentos de conchas, litificadas por cimento carbonático,

apresentam fraturas ortogonais.

2.3 - Geologia Estrutural

Evidencias de neotectonismo foram observadas, segundo Santos et. al.

(2006) apud Silva & Tricart (1980) nos sedimentos da Formação Barreiras, no litoral

sul da Bahia. A primeira dela seria basculamento suave para sudeste que, segundo

esses autores se prolongaria por toda a plataforma ocidental. Também foram

observados vários alinhamentos de vales e áreas deprimidas que estão direcionados

segundo as orientações dos afloramentos do embasamento pré-cambriano, o que

representa uma reativação recente dessas linhas de fraqueza.

Santos ap. cit. apud Lima & Vilas Boas (1999), estudando as falésias do

grupo Barreiras no litoral sul da Bahia, citando algumas evidencias de neotectonismo

associadas a esse complexo sedimentar, observou que o sistema de alinhamento

dessa região, possui um paralelismo com a linha de costa, indicando provavelmente

um controle estrutural na deposição de sedimentos como possível reativação de

falhas pertencentes a esses alinhamentos.

Do ponto de vista geotectônico, essas feições provam que apesar da

estabilidade relativa do território brasileiro, existiu atividade tectônica na zona

costeira, durante o Quaternário. Do ponto de vista geomorfológico fica evidente que

o tectonismo atual é um dos principais mecanismos controladores dos processos de

modelamento do terreno.

Na área de estudo foram observados nos arenitos de praia, sistemas de

fraturas ortogonais e perpendiculares à atual linha de praia. No grupo Barreiras, ao

longo da Linha Verde, foram observados falhamentos escalonados e fraturas bem

definidas, com direção predominante NNE, Santos et. al. (2006).

36

Capítulo III – O Grupo Barreiras

Este capítulo específico sobre o Grupo Barreiras fez-se necessário pois a

ocorrência de barita aqui estudada, teria, em princípio, incompatibilidade com o

ambiente geológico que normalmente se considera, na maioria da literatura anterior,

para a formação desta unidade geológica.

Os depósitos sedimentares reunidos no chamado grupo Barreiras vem sendo

objeto de estudo desde o início do século passado, corresponde aos sedimentos

siliciclásticos que afloram na costa do Brasil, de uma forma quase continua do

Amapá até o Rio de Janeiro e apresenta uma grande variação litológica, que foi

observada por Matoso e Robertson (1959). Admite-se ao Barreiras idade Pliocênica,

porém é possível que haja segundo os autores (op. cit.) depósitos mais antigos e

mais novos, num intervalo de tempo que vá desde o Cretáceo Superior até o

Quaternário. Pelo fato destes sedimentos ocorrerem numa faixa muito extensa do

território brasileiro e sua variedade litológica, os ambientes de deposição podem

variar desde continental, fluvial e lacustrino até o ambiente marinho, Matoso e

Robertson (op. cit.).

37

Bigarella e Andrade (1964) numa tentativa de subdividir as seqüências

sedimentares do “Barreiras” por entenderem como impróprias as denominações de

“Série” ou “Formação” realizaram uma pesquisa baseada na metodologia da

estratigráfica moderna, aplicando conceitos geomorfológicos, morfoclimáticos,

estruturais e texturais. Propuseram então a denominação de grupo Barreiras, por

interpretarem duas formações distintas, na cidade de Recife, a saber: Formação

Guararapes como sendo a porção basal do grupo Barreiras, é uma seqüência de

sedimentos de granulação fina a grosseira, pouco consolidada e variam desde

sedimentos argilo-sílticos a arenosos, que são quase sempre mal selecionados e

apresentam seixos de quartzo e feldspato. A deposição da formação Guararapes

segundo Bigarella e Andrade (op. cit) ocorreu através de processos de

deslocamento de fluido, com corridas de lama, alternando com corridas de areia, o

que originou a falta de seleção. A origem desta formação esta relacionada a uma

grande flexura regional na zona costeira, fazendo com que a juzante houvesse uma

deposição dos sedimentos que foram erodidos anteriormente. Na sua porção

superior há a formação Riacho Morno, que foi depositado em discordância erosiva

sobre a formação Gaurarapes. Na secção tipo, duas litologias fundamentais

ocorrem: i) – sedimento siltico-argiloso, até arenoso, de espessura muito variável

lateralmente, com coloração cinza esbranquiçada e mosqueada, sem estratificação

e com presença de grânulos esparsos; ii) – sedimentos arenosos mal selecionados,

com linhas de seixos, sem estratificação, revelando acabamento incipiente só

representando corridas de areia.

Segundo Mabesoone (1966) o nordeste brasileiro é caracterizado por um

relevo de vários pediplanos e os seus depósitos correlativos. Na região costeira o

autor distinguiu pelo menos quatro formações diferentes, cobertas por vários

depósitos de idade relativamente recente. Em seu trabalho em 1972 Mabesoone

publicou um artigo intitulado “Estratigrafia e origem do Grupo Barreiras em

Pernambuco, Paraíba e Rio Grande do Norte” com o intuito de oferecer uma

contribuição local ao conhecimento sobre os sedimentos Barreiras e que servisse de

base para interpretações futuras. Tendo como base os trabalhos feitos por Bigarella

e Andrade (1964), como já foi citado, que designou ao Barreiras a nomenclatura de

Grupo e o subdividiu em duas Formações, Guararapes e Riacho Morno, Mabesoone

colocou em dúvida esta subdivisão, pois sedimentologicamente as duas formações

não podem ser distinguidas, indicando assim um mesmo ambiente de deposição

38

apud Mabesoone (1966, 1967) e, no lugar do afloramento, a formação Guararapes é

caracterizada por uma estratificação horizontal ou lenticular que coincide com a

coloração das camadas. A formação Riacho Morno não mostra tal estratificação,

possuindo manchas vermelhas em forma de infiltrações de óxidos de ferro. A

superfície inferior dessa unidade parece ser uma discordância de erosão. Além

disso, há numerosas dessas discordâncias através de ambas as formações, o que

corresponde bem ao ambiente de deposição continental. O estudo pormenorizado

das extensas falésias, entre Cabo Branco e Barra do Gramame, na Paraíba,

mostrou que a unidade Riacho Morno acompanha a superfície, parecendo assim

simplesmente uma capa de intemperismo intenso, até 6 m, da formação

Guararapes. “Assim, as duas “Formações”, Guararapes e Riacho Morno, no sentido

de Bigarella e Andrade (1964), não podem ser mantidas como formações

autônomas e unidades estratigráficas, “A formação” Riacho Morno difere da

“Formação” Guararapes somente por caracteres secundários, levando à conclusão

de que a “formação” Riacho Morno é uma capa de intemperismo da subjacente

“formação” Guararapes”. Mabosoone então propõem a seguinte subdivisão:

- A unidade inferior, é constituída por uma seqüência arenosa até arenítica.

Nas suas ocorrências nas chapadas do interior da Paraíba e do Rio Grande do

Norte, possui, na base, uma seqüência arenosa, friável, bastante caulínica, às vezes

dificilmente distinguível da capa de intemperismo caulínico do cristalino subjacente,

de coloração branca com algumas camadas mais escuras, geralmente de cores

roxas e amarelas; para cima, essas areias caulínicas tornam-se arenitos, localmente

silicificados até quartzitos sedimentares; na parte superior, há uma seqüência

arenosa até conglomerática, com cimento ferruginoso e bastante dura. Encerra a

seqüência total um capa laterítica, de arenitos ferruginosos, seja em blocos soltos,

seja ainda em forma de crosta.

Na direção da costa: Serra de Mossoró, hosts de Tibau, host de

Mamanguape, os sedimentos tornam-se melhor selecionados e menos duros; na

subsuperficie, na região de Natal, existe uma seqüência essencialmente arenítica,

que se torna em baixo quartzítica. Nessas regiões costeiras, a seqüência superior

ferruginosa geralmente falta, talvez devido à erosão posterior. As cores são também

claras. Na unidade média, que é composta por uma seqüência variegada, de

sedimentos arenosos até argilosos, em camadas horizontais ou em lentes, com

pequenas discordâncias de erosão local, marcadas por leitos de seixos. Assim,

39

corresponde à descrição inicial das "Barreiras", caracterizada por uma seqüência

muito heterogênea, de maneira tal que não há, nem mesmo em localidades vizinhas,

dois perfis iguais. No campo, os depósitos chamam a atenção pelas suas cores

vivas e pela sua estratificação irregular.

Essa irregularidade transforma-se, em alguns afloramentos, numa laminação

perturbada. No topo, existe uma capa de intemperismo, que destruiu a estratificação

original pela infiltração de óxidos de ferro. Esses óxidos de ferro apresentam-se em

manchas ou colunas verticais, às vezes cimentando os arenitos ferruginosos. Essa

capa segue mais ou menos a superfície atual, porém é truncada nos vales mais

profundos. A unidade encontra-se ao longo da costa, constituindo as barreiras dos

rios, inclusive do baixo Jaguaribe, e as falésias das praias, desde Recife até Aracati

(CE). Na capa ocorre ainda uma unidade superior, constituída por uma seqüência

essencialmente arenosa até argilosa, de coloração clara, com bastante caulim,

tendo na base um horizonte de espessura variável de seixos de quartzo e rochas

cristalinas. A granulação é bastante irregular e a estratificação muito indistinta. Toda

a seqüência parece, assim, ser muito homogênea. Raramente ocorrem

concentrações de óxidos de ferro, em forma de pequenas manchas alaranjadas até

avermelhadas. A formação está separada da unidade subjacente por uma evidente

discordância erosiva. Ela se encontra ao sul do Recife nos montes Guararapes,

entre João Pessoa (Cabo Branco) e os topos dos tabuleiros do vale do baixo rio

Jaguaribe, com sua melhor aparência na região de Natal e Macaíba, não

constituindo, porém, uma ocorrência contínua. Capeia-a uma série de intemperismo,

pouco espessa, de areias até siltes avermelhados. Esse capeamento pode estender-

se também sobre o intemperismo da unidade média, truncando-a.

A unidade inferior foi denominada então como formação Serra dos Martins,

para a unidade média foi mantido o nome de formação Guararapes e a unidade

superior ficou com o nome de formação Macaíba, estas três formações formam o

Grupo Barreiras, segundo Mabesoone et. al. (1972).

Quanto a sua idade, Mabesoone (op. cit.), data o único indício certo de uma

datação estratigráfica o fato de que as camadas do equivalente da formação

Guararapes na região de Belém do Pará repousam sobre a formação Pirabas, cujo

registro fossilífero é típico do Mioceno Inferior. No Rio Grande do Norte, os depósitos

da mesma formação são mais recentes do que o vulcanismo basáltico do Cabugi,

que, conforme datações geocronológicas, também é de idade miocênica. Dessa

40

maneira, pode-se supor que a formação Guararapes seja de idade miocênica

superior ou pliocênica, O intemperismo Riacho Morno seria do Plioceno superior,

formado num período relativamente longo, considerando-se a profundidade de 5-6 m

da capa intemperizada, a (Tabela 1), resume as litologias e idades relativas do grupo

Barreiras, segundo Mabesoone et. al. (1972).

Tabela 1 - Estratigrafia e origem do grupo Barreiras em Pernambuco, Paraíba e Rio Grande do Norte.

Mabesoone et. al. (1972).

A formação Serra do Martins cobre os topos das chapadas e serras em

altitudes correspondentes ao pediplano superior da região (Pd2, de Bigarella e

Ab'Sáber 1964 = superfície Sul-americana, de King, 1956) apud Mabesoone (1972).

Dessa maneira, pode ser um depósito correlativo dessa pediplanização ou de um

período um pouco posterior, como sedimento sobre uma planície já formada. O

referido pediplano foi abaulado depois da sua formação. Segundo dados recentes,

apresentados por Mabesoone (1972) apud Almeida (1969), esse movimento

epirogenético aconteceu no Oligoceno Superior até o Mioceno Inferior,

acompanhado pelo vulcanismo basáltico do Rio Grande do Norte (Cabugi). Isso

significaria, para a formação Serra do Martins, uma provável idade oligocênica ou

um pouco mais antiga. De qualquer maneira, sua ocorrência na faixa costeira em

posição discordante sobre os calcários maestrichtianos do Grupo Apodi indica uma

idade cenozóica.

Para a determinação dos prováveis ambientes de deposição Mabesoone et.

al. (1972) trabalhou com a composição granulométrica e o caráter morfoscópico e

morfométrico dos grãos de areia. Das amostras cimentadas fizeram-se lâminas

petrográficas, estudadas ao microscópio, concluindo então ambiente fluvial com

períodos de corrida de lama.

Na região Sul do Estado da Bahia o grupo Barreiras foi estudado por Lima

(2002), que o interpreta como sendo um ambiente de deposição em sua maior parte

41

de origem fluvial, com predominância de rios entrelaçados, havendo ainda depósitos

de planície de maré que são os ritmitos encontrados ao sul da Ponta de Corumbau

Lima (2002) apud Domingues et al. (2000), ritmitos esses que se encontram sobre

carbonatos de provável origem marinha, o que pode implicar numa incursão marinha

para aquela região, o que segundo os autores reforça a idéia de que o mar

influenciou a deposição dos sedimentos Barreiras, interpretando então a gênese dos

ritmitos resultante de depósitos em ambiente lacustrino.

Vilas Boas et. al. (2005) observaram que o grupo Barreiras é uma cobertura

sedimentar terrígena, de idade miocênica a pleistocênica inferior, que tem grande

ocorrência ao longo do litoral brasileiro, e que apresentam características

sedimentológicas indicativas de uma deposição por sistemas fluviais.

Arai M. (2006) concluiu que o Sistema Pirabas/ Barreiras Inferior foi

depositado durante a subida eustática ocorrida no intervalo Aquitaniano –

Serravalliano (Eomioceno a Mesomioceno). A unidade Barreiras Superior foi

depositada no Plioceno, existindo, entre esta e a unidade Barreiras Inferior, a

discordância Tortoniana, ou seja, durante a evolução da deposição dos sedimentos

conhecidos como grupo Barreiras houve uma transgressão marinha, que deixou

algumas evidências ao longo da costa do Brasil.

Este ultimo autor conclui, então, que antes do evento erosivo do Tortoniano, o

cenário na margem continental brasileira foi dominado pela grande transgressão no

intervalo Aquitaniano –Serravalliano (Eomioceno – Mesomioceno) que foi

responsável pela acumulação de uma grande quantidade de sedimentos nas áreas

hoje emersas do continente. E cita que se conhecem vários relictos de depósitos

transgressivos e de mar alto (highstand tract) que se manifestam em forma de

unidades litoestratigráficas quase contínuas como o grupo Barreiras, ou em forma

mais ou menos isolada como as formações Sabiá, aqui no Estado da Bahia, entre

outras. Estes depósitos foram formados em áreas extensas – sobretudo na faixa

costeira que vai atualmente da Foz do Amazonas ao Estado do Rio de Janeiro –,

onde a ausência de topografia elevada teria propiciado o avanço do onlap para

continente adentro, mas, devido à erosão sofrida no Tortoniano, sua ocorrência atual

é restrita. No Zancleano (Plioceno), ocorreu uma nova transgressão, e muitas das

áreas erodidas receberam uma nova cobertura que viria a constituir o Barreiras

superior. Mas para o interior – Alto Amazonas, Alto Xingu e Planalto de Borborema –

o horizonte que representaria a Discordância Tortoniana se encontra exumado, ou

42

se encontra ampliado em forma de hiato entre o Pré-Tortoniano e o Quaternário,

pois estas áreas não foram atingidas pela transgressão do Zancleano.

Arai (op. cit.) propôs então um modelo de evolução para o Grupo Barreiras,

para a costa norte do Brasil, conforme ilustrado na (Figura 6).

Figura 6 – Esquema de evolução do grupo Barreiras lato sensu na costa do Norte do Brasil. Arai M. (2006).

43

Squivel (2006) observou que na zona costeira do município de Conde o grupo

Barreiras é encontrado na sua porção mais interna, ocupando uma área expressiva,

cerca de 630 km2, o que representa 66% da área do município de Conde. Nesta

área, encontram-se principalmente, depósitos de seixos, areias e areias argilosas

pouco consolidadas. Morfologicamente esta unidade apresenta um relevo bastante

dissecado e fortemente ondulado, com colinas de topo convexo a tabular com

altitudes que variam de cerca de 50 metros, nas porções mais litorâneas, a cerca de

120 metros nas porções mais interioranas do município.

Domingues et. al. (2008) observam que as altitudes médias do grupo

Barreiras raramente ultrapassam os 100m, embora nas áreas mais interiorizadas

possam alcançar até 400m, o que pode ser atribuído principalmente aos seus

depósitos crono-correlatos, como a formação Sabiá. Estas altitudes médias são

compatíveis com as estimativas do nível do mar eustático no Mioceno Médio-Inferior

que alcançou um máximo entre 25 e 100 acima do nível atual Domingues (op. cit.)

apud Miller et al. 2005, Haq et al.1988. Os autores concluíram ainda, que uma

origem marinha para uma parte da “formação Barreiras” é muito mais consistente

que uma origem puramente fluvial uma vez que consegue explicar e conciliar várias

observações a respeito desta unidade: (i) sua morfologia em onlap sobre as

unidades mais antigas, (ii) sua distribuição espacial e altitude média, estando

ausente justamente naqueles trechos onde originalmente não havia espaço de

acomodação para a sua deposição (p.ex. Serra do Mar), (iii) altitudes compatíveis

com o nivel eustático do mar durante o Mioceno Médio-Inferior (ignorando-se

movimentos verticais posteriores), (iv) o grau de incisão experimentado pelas

drenagens que dissecam esta formação em decorrência da continuada descida do

nível eustático desde o Mioceno Médio, acentuando-se no Quaternário, (iv) as

ocorrências de sedimentos marinhos/transicionais com distribuição desde o Pará até

pelo menos o sul da Bahia.

44

Capítulo IV - Ambientes de formação dos depósitos de barita

4.1 - Introdução

A barita é um mineral composto de sulfato de bário (BaSo4), onde

teoricamente 65,7% é de monóxido de bário (BaO) e 34,3% de trióxido de enxofre

(SO3). O termo vem do grego “barys”, que significa pesado, por conta da sua alta

densidade, que varia de 4,3 a 4,6. Cristaliza-se no sistema ortorrômbico, classe

bipiramidal-rômbica, apresentando clivagem perfeita 001 e menos perfeita 210,

apresenta um brilho vítreo e uma dureza de 2,5 a 3,5 na escala de Mohs.

O mineral foi descoberto, na Itália, no Século XVII Luz A. B. et. al. (2005)

apud Velho et al., (1998). Um dos primeiros usos ocorreu, no século XIX, na

indústria de tinta branca, como carga. A seguir, passou a ser usada na produção de

um pigmento branco denominado de lithopone, constituído por uma mistura de

sulfato de bário, sulfato de zinco e óxido de zinco. Depois surgiu a indústria química

dos sais de bário e, por último, já no século XX, foi descoberto o uso da barita como

45

controlador de densidade de fluido de perfuração Luz A. B. et. al. (2005) apud

Haines (1979).

Atualmente, a barita é explotada em 66 países, sendo a China (3,5 Mt), a

Índia (0,9 Mt) e os EUA (0,4 Mt) os maiores produtores e, também, os detentores

das maiores reservas Luz A. B. et. al. (2005) apud Searls, (2004). Em termos

mundiais, cerca de 90% da barita produzida destina-se ao uso na perfuração de

poços de petróleo e parte significativa dos 10% restantes destina-se à manufatura

de carbonato de bário para a fabricação de vidros de TV, Luz A. B.(op. cit) apud

Griffiths, (1995), Harben, (2002). No Brasil o perfil típico de consumo da barita tem a

seguinte distribuição: indústria química 50%; indústria petrolífera 35%; outros (tinta,

papéis, borracha, vidros, abrasivos etc.) 15%segundo o mesmo autor.

4.2 – Geologia da barita

A barita ocorre em várias regiões do mundo, podendo ser encontrada em

rochas ígneas, metamórficas ou sedimentares. Os depósitos de valor comercial são

classificados, geologicamente, em três tipos: camada, veios e depósitos residuais.

Os depósitos em camadas ocorrem em rochas sedimentares e são

considerados os de maior importância em termos comerciais, sendo normalmente

constituídos de lentes ou níveis de barita, agrupados. O teor de BaSO4 é maior no

centro das lentes, diminuindo em direção às extremidades. Nos depósitos do tipo

veio, comumente, a barita ocorre em rochas carbonáticas, associada a sulfetos de

chumbo e zinco. Esse tipo de ocorrência costuma apresentar volumes menores de

minério se comparados com os do tipo camada. Os veios têm origem hidrotermal,

sendo formados a partir da precipitação de sulfato de bário. Por último, têm-se os

depósitos residuais encontrados em materiais não consolidados e que são formados

pelo intemperismo de materiais preexistentes. Os depósitos residuais, normalmente,

apresentam minério de baixo teor (6 a 10% BaSO4) e têm sido aproveitada como

barita de grau químico Luz A. B. et. al. (2005) apud Coffman e Kligore, (1986);

Brobst, (1994).

Segundo Luz A. B. et. al. (2005) uma importante característica da barita é a

de permanecer praticamente insolúvel em água e ácido, o que lhe confere a

propriedade de inércia química. Na maioria dos depósitos comerciais ocorre como

46

concreções, massas e nódulos irregulares e como camadas laminadas e massivas

de cristalinidade fina.

Betekhtin, (1967) observou que em zonas de intemperismo, influenciados pelo

clima árido, formam-se pequenos cristais de barita, provavelmente por grande

evaporação de água e saturação de (BaSo4), com posterior precipitação de barita,

frequentemente com habitus colunar, associados com gipsita e hidróxidos de ferro.

4.3 - Ambientes de formação da barita no Brasil

Segundo Dardene (1997) são conhecidos no Brasil seis tipos de ambientes

geológicos para a formação da barita, estes ambientes foram separados em função

da associação mineral como o magmatismo alcalino-carbonático, vulcanismo,

exalações sedimetares, filões hidrotermais, circulação de fluidos conatos e de

alteração supergênica.

4.3.1 - Ambientes de depósitos hidrotermais associados com o magmatismo alcalino-carbonático

No Brasil são conhecidos diversas ocorrências de barita neste ambiente que

estão associadas á chaminés alcalino-carbonática, uma das ocorrências mais

conhecidas é a de Araxá no Estado de Minas Gerais, que é constituído de

piroxenitos, glimeritos e carbonatitos. Os carbonatitos do tipo beforsitos (dolomita

predominante) ocupam a parte central do Complexo e é onde ocorre o foscorito,

constituído por flogopita, apatita, magnetita, carbonatitos e pirocloro. A barita de

Araxá esta associada à apatita e à magnetita em veios recortados por carbonatitos

ou próximos de corpos de silexito na cobertura laterítica ou ainda nas encaixantes.

4.3.2 - Ambientes de depósitos vulcano-sedimentares

A barita de origem vulcano-sedimentar esta normalmente associada aos

depósitos de sulfetos maciços de Cu-Pb-Zn. A formação se dá a partir de exalações

sobre ou perto do fundo oceânico, que são produtos de células geotermais

convectivas alimentadas pela água do mar, neste contexto a barita ocorre na forma

de um horizonte externo, associada normalmente a óxidos de ferro e chert. No Brasil

47

um dos poucos exemplos são nos depósitos auríferos vulcano-sedimentar de Mara

Rosa (GO), onde a barita aparece como um horizonte bem definido de origem

exalativa, em associação com níveis de chert e de sulfetos.

4.3.3 - Ambientes de depósitos sedimentares exalativos

São depósitos extratiformes de chumbo-zinco, prata e subordinadamente

cobre e barita, tectônicamente ocorrem em bacias intrecratônicas geralmente

limitadas por falhas profundas com feições de meio-grabens, as mineralizações que

ocorrem próximo as falhas são consideradas exalativas submerina. Dardene (op. cit)

apud Large (1983) observou que esta descargas corresponde a soluções

hidrotermais mineralizantes no fundo da bacia com precipitação de sulfetos e de

barita . No Brasil o maior exemplo é da jazida de barita de Água Clara no Estado do

Paraná.

4.3.4 - Ambientes de depósitos hidrotermais filoneanos

A mineralização de origem hidrotermal ocorre preenchendo fraturas de

extensão, na maioria das vezes relacionadas a processos de rifteamento, são

soluções constituídas de barita e quartzo por vezes associada à fluorita, sulfetos e

óxidos de ferro na forma de hematita/magnetita. A origem dos fluidos se da através

da infiltração de água meteórica ou marinha nas falhas, onde há o aquecimento,

então os fluidos hidrotermais promovem uma lixiviação nas rochas encaixantes e

precipitação das mineralizações, que apois a subida das falhas ficam próximo à

superfície. No Brasil uma das ocorrências mais conhecida é em Santa Catarina,

onde a barita ocorre associada nos filões de fluorita.

4.3.5 - Ambientes de depósitos associados à circulação de fluidos conatos

São formados quando os fluidos diagenéticos hidrotermais de baixa

temperatura em soterramento de bacias, migram lateralmente e verticalmente em

direção aos altos paleogeográficos, dissolvendo e substituindo rochas sedimentares.

Este tipo de depósito é semelhante ao modelo MVT (Mississippi Valley Type)

48

quando há mineralizações de chumbo e zinco nas rochas carbonáticas e ao modelo

Red Beds/Kupferschiefr quando há mineralizações de Cu-Pb-Zn em rochas

clásticas. No Brasil os maiores exemplos estão na Bahia, na bacia de Camamu e na

Bacia de Tucano, onde a barita ocorre em arenitos da Formação Marizal.

4.3.6 - Ambientes de depósitos residuais

As ocorrências de barita relacionada aos depósitos residuais são resultantes

da alteração superficial de depósitos preexistentes, pois como a barita possui pouca

solubilidade ela é encontrada como resistato em relação aos outros componentes do

minério original que são lixiviados, Dardene (op. cit.) apud Brobst (1983). A barita de

Araxá e de Camamu, que foram citadas acima, são bons exemplos pois nos seus

depósitos há alteração residual, o que provocou, apesar da sua baixa solubilidade a

formação de concreções supergênicas Dardene (op. cit.) apud Issa Filho et. al.

(1984).

49

Capítulo V – Uma proposta para o modelo genético da Barita de Conde

5.1 – Caracterização da barita de Conde

A barita de Conde se apresenta como agregados de formas variáveis, tais

como, placóide (tipo crosta), colunar estalactitica, e botroidal, com dimensões

centimétricas, às vezes ultrapassando 10 cm. A coloração varia de creme

esbranquiçada para o tipo colunar estalactitica, cinza para o tipo botroidal e creme

arroxeada para a placoíde tipo crosta. A densidade média medida é de 4,02 g/cm³,

um pouco abaixo do padrão para a barita, pois esta ocorrência apresenta algumas

impurezas, como as argilas, que tem densidade média de 1,70 g/m³. Assim as

amostras que contém menores quantidades de argila, como a tipo crosta

apresentam densidade de 4,26 g/cm³, enquanto que as amostras do tipo estalactitica

apresentam a menor densidade de 3,84 g/cm³, por apresentar maiores quantidade

de argilla inclusa (Fotos 1 - 4). Quanto a dureza ela esta em torno de 3 na escala de

Mohs.

50

FOTO 1 FOTO 2

FOTO 3 FOTO 4

FOTOS: 1 – BARITA BOTROIDAL; 2 – BARITA ESTALACTITICA; 3 – BARITA PLACÓIDE E 4 – TODAS OS TIPOS DE AMOSTRAS

Os agregados de barita ocorrem, invariavelmente, preenchendo pequenas

fendas (fraturas irregulares) entrelaçadas, geralmente em posição vertical a sub-

vertical. No mesmo contexto encontra-se agregados semelhantes formados por

hidróxido de ferro. A seguir apresentam-se fotos da ocorrência da barita de Conde

no afloramento ( Fotos 5 – 10).

FOTO 5 FOTO 6

FOTO 5 – Barita placóide (in situ), onde pode-se observar o crescimento dentro de pequenas fendas no argilito.

FOTO 6 – Barita estalactitica (in situ), mostrando crescimento vertical, também dentro de pequenas fendas no argilito.

51

FOTO 7 FOTO 8

FOTO 7 – Barita placóide (in situ), vista lateralmente, preenchendo uma fenda no argilito.

FOTO 8 – Barita estalactitica (in situ), onde pode-se observar o crescimento vertical.

FOTO 9 FOTO 10

FOTO 9 – Barita botroidal (in situ) associada com hidróxido

de ferro. FOTO 10 – Afloramento do argilito com a barita na parte inferior da foto, as setas indicam a posição de algumas

concreções de barita

Algumas amostras de barita foram analisadas em microscópio petrografico

onde foram observadas as relações com a rocha encaixante (Fotos 11 – 14).

Amostra de número CH – 53, fotomicrografias 11 e 12, são de uma barita do

tipo placóide, onde foi possível observar o cristal com forma subeuédrico, de

coloração cinza, clivagem, birrefrigência baixa e inclusões de argila, que

provavelmente foram incorporadas durante o crescimento do cristal da barita.

Amostra de número CH – 52, fotomicrigrafia 13, corresponde a barita do tipo

estalactitica, onde se observa o cristal de barita fraturado, mostra ainda os contatos

serrilhados/curvo.

Amostra de número CH – 55, fotomicrografia 14, que corresponde a barita do

tipo botroidal, onde se observa uma fratura na argila, que apresenta coloração

marrom, que esta preenchida pelo cristal de barita, que cresceu alí. As fotos

apresentam aumento de 50x.

52

FOTO 12

FOTO 11

5.2 – Caracterização da rocha encaixante

A ocorrência da barita esta inserida numa lente de argilito do grupo

Barreiras, que possui dimensões aflorantes de aproximadamente 100 metros de

comprimento e com espessura máxima de 10 metros, onde ocorrem também

concreções semelhantes à ocorrência da barita, porem de óxido de ferro. O argilito

encaixante da barita apresenta cor cinza esverdeada, sem estratificação visível,

estando sobreposto a um arenito fino esbranquiçado, e abaixo de um camada de

outro argilito, porem de coloração ferruginosa. Acima há uma grande discordância

erosiva, que separa a fácies argilosa por outra fácies estratigraficamente acima de

arenito grosso levemente conglomerático de coloração amarela avermelhada. A

seguir a fotografia mostra o afloramento do grupo Barreiras no local da ocorrência

FOTO 13 FOTO 14

FOTOS 11 E 12 – AMOSTRA CH 53; FOTO 13 – AMOSTRA CH 52 E FOTO 14 – AMOSTRA CH 55

53

(Foto 15) e na (Figura 7) um desenho esquemático do afloramento no local da

ocorrência.

FOTO 15 – Afloramento do grupo Barreiras no local da ocorrência da barita, mostrando a posição relativa das camadas.

FIGURA 7 – Desenho esquemático do afloramento do grupo Barreiras no local da

ocorrência da barita, mostrando a posição relativa das camadas.

5.2.1. Características Mineralógicas e Químicas Os sedimentos argilosos do grupo Barreiras, no local da ocorrência da barita,

foram analisados no Difratometro de Raio X (RIGAKU, Modelo D / MAX 2ª, tubo de

CuKα 1,5418) para identificação dos argilominerais. Assim, foi possível observar

que a rocha encaixante da barita apresenta argilominerais diferentes daqueles

presentes nas mesmas camadas sedimentares, que não contem a barita, como

mostram os difratogramas a seguir:

Nas figuras (8 a 21) tem-se os difratogramas das amostras de argilominerais

presentes nas diversas camadas do afloramento. Os difratogramas 8 a 19 são dos

argilominerais do argilito encaixante da barita, e os difratogramas 20 e 21, são dos

demais argilominerais das camadas que não contem a barita.

54

Analisando os difratogramas concluiu-se que todas as amostras

apresentaram os picos principais da caulinita, que são de 7,18 Ǻ e 3,58 Ǻ, porem

para as amostras do argilito que contem barita surgiram picos secundários, nas

amostras CCH1, CCH5 e CCH6 no valor de 15Ǻ, que não foi possível relacionar com

segurança ao argilomineral presente. Então recorreu-se, como o recomendado por

Albers et. al. (2002), a solvatação com etilenoglicol, processo conhecido como

Glicolagem, pois esse processo baseia-se na capacidade de alguns argilominerais

de admitem em sua estrutura ligações com álcoois e com água, fazendo com que

ocorra um aumento da distância interplanar. O que foi comprovado, pois apois a

glicolagem tiveram o pico de 15Ǻ descolado para 17Ǻ, para uma melhor

comprovação do argilomineral presente, seguiu-se com o aquecimento a 500° na

mufla, o que resultou na redução da distância interplanar, fazendo com que os picos

calcinassem para 10Ǻ, o que levou a conclusão de que se trata de argilominerais do

grupo da Esmectita Mg, Ca, Resende, M et. al. (2005). Para a amostra CCH8 além

dos picos da caulinita apareceu um pico de 10Ǻ, que depois da glicolagem e do

aquecimento permaneceu no mesmo valor, o que levou a conclusão de que se trata

de Ilita. As amostras CCH2 e CCH4 (Figuras 20 e 21 respectivamente) que são de

argilas ferruginosas e não contem a barita, mostraram em seus difratogramas a

caulinita. Em todas as amostras ocorre o quartzo.

A presença da caulinita já era esperada, pois trata-se de um argilomineral de

ampla ocorrência nos solos de domínio tropical. Esta freqüência é atribuída à sua

formação porque a caulinita tem uma grande variedade de materiais de origem,

produto do intemperismo ácido, onde se prevê uma expressiva retirada de sílica e

bases do sistema, Resende, M et. al. (2005). Quanto à esmectita é um argilomineral

do grupo da montmorilonita, resultado da ação do intemperismo químico de rochas

básicas em clima árido/semi-árido ou tropical seco. Já a ilita é tipicamente resultante

do intempirismo mecânico de folhelhos, argilitos e ardósias, ou ainda no

intemperismo químico de rochas ácidas, em condições de clima árido/semi-árido ou

temperado Bionde, J.C. (2003).

55

Figura 8 - Difratograma da Amostra CCH1 Figura 11 - Difratograma da Amostra CCH5 normal

Figura 9 - Difratograma da Amostra CCH1 glicolada Figura 12 - Difratograma da Amostra CCH5 glicolada

Figura 10 - Difratograma da Amostra CCH1 aquecida Figura 13 - Difratograma da Amostra CCH5 aquecida

56

Figura 17 - Difratograma da Amostra CCH8 normal

Figura 14 - Difratograma da Amostra CCH6 normal

Figura 15 - Difratograma da Amostra CCH6 glicolada Figura 18 - Difratograma da Amostra CCH8 glicolada

Figura 16 - Difratograma da Amostra CCH6 aquecida Figura 19 - Difratograma da Amostra CCH8 aquecida

Figura 20 - Difratograma da Amostra CCH2 normal Figura 21 - Difratograma da Amostra CCH4 normal

57

Também formam analisadas 8 (oito) amostras para “trinta elementos” (método

ICP), em cada uma das camadas identificadas no afloramento, onde chamou

atenção os altos valores de Ba, K, Mg, La e Y, nas amostras da camada que contem

a ocorrência de barita, em relação as demais camadas, conforme mostrado na

tabela abaixo (Tabela 2). Este aspecto geoquímico pode também ser considerado

como um indicador de ambiente de deposição diferenciado para o argilito encaixante

da ocorrência de barita, assim como foi sinalizado antes pela diferença entre os

argilominerais.

Al Ba Cr Cu Fe K La Mg Mn Ni P Pb Sc Sr V Y Zn Zr Amostras ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

CCH/01 19000 174 83 18 41000 900 27 1400 < 0.01 9,2 200 6,3 13 1 79 3,5 20 2,6

CCH/02 12000 16 54 4,4 24000 200 < 10 100 < 0.01 1 < 0.01 11 3,8 < 1 91 < 1 2 5

CCH/03 4200 3,6 13 6,8 14000 < 0.01 < 10 < 0.01 < 0.01 6,9 < 0.01 4,1 < 3 1,1 10 < 1 1,1 1

CCH/04 1200 34 80 5,4 22000 200 < 10 200 < 0.01 < 1 < 0.01 8,4 8,7 < 1 56 < 1 2 4

CCH/05 17000 205 57 13 25000 700 34 1200 < 0.01 6,7 < 0.01 6,9 13 < 1 66 4,4 17 1,5

CCH/06 9700 147 17 5,8 7800 300 35 500 < 0.01 3 < 0.01 4,7 5,9 < 1 15 2,8 8,9 1,6

CCH/07 2400 18 2,9 < 1 5500 100 < 10 < 0.01 < 0.01 3,6 < 0.01 < 3 < 3 < 1 < 3 < 1 < 1 < 1

CCH/08 19000 15 50 2,9 19000 300 20 200 < 0.01 1,2 < 0.01 6,5 13 < 1 62 1,5 1,8 4,2 Tabela 2 – Resultado da análise química dos sedimentos do grupo Barreiras, na área da

ocorrência da barita. As amostras grifadas de cinza são da encaixante da barita.

5.3 – Esboço de um modelo genético para a barita de Conde Com base nas evidências de campo, nos resultados das análises

mineralógicas e geoquímicas, nos modelos metalogenéticos para a formação da

barita e no conhecimento mais recente sobre a natureza e evolução dos ambientes

geológicos propostos para o grupo Barreiras. Fez-se a integração dos dados e

informações disponíveis, através de um esquema evolutivo para explicar a formação

da ocorrência de barita do município de Conde, conforme mostrado a seguir (Figura

22).

58

Fase 4

D

Fase 3

C Fase 2

B Fase 1

A

Sedimentos continentais 2

Sedimentos marinhos, encaixante da barita

Sedimentos continentais 1

Embasamento

Figura 22 – Esboço de um modelo genético para a barita de Conde

59

Na Fase 1 observa-se que há deposição dos Sedimentos Continentais do

Grupo Barreiras durante período(s) de baixo nível do mar (Figura 21A), o material

erodido, constituído de sedimentos areno-argilosos pobremente selecionados, foi

acumulado no sopé das encostas sob a forma de extensos depósitos de leques

aluviais sobre o embasamento. Nesta época, o nível do mar estava mais baixo que o

atual, o que permitiu a extensão dessa deposição à plataforma continental atual

(Bigarella & Andrade 1964). Isto é confirmado, por exemplo, pela existência de

falésias vivas do grupo Barreiras com até 50 m de altura em alguns trechos da

costa.

Fase 2 (Figura 21B), houve elevação do nível do mar, cobrindo os sedimentos

continentais que foram depositados na fase 1. Segundo Bittencourt et al. (1979),

houve vários episódios transgressivos e regressivos, que ocorreram entre o fim do

Plioceno e o antepenúltimo alto do nível marinho, em condições de clima úmido. Ao

mesmo tempo, os baixos cursos dos rios da região foram afogados, constituindo

estuários, segundo o autor.

Na fase 3 (Figura 21C), regressiva, o clima retornou progressivamente à

semi-aridez. Este retorno a condições climáticas favoreceu a evaporação da água

contida nos sedimentos marinhos que foram depositados anteriormente, e

concomitantemente erosão dos sedimentos depositados anteriormente.

considerando que a água, contida nos sedimentos marinhos continha íons de Ba ++ e

SO4 2- , dissolvidos, e quando há uma variação nos valores do Ph e Eh, para um

ambiente mais alcalino e redutor, segundo Bionde (op. cit) e com a evaporação da

água a solução ficaria saturada em Ba ++ e SO4 2- o que vai promover a precipitação

da barita, em nódulos, preenchendo fraturas e entre as gretas de contração,

formadas em condições semi-árida.

Fase 4 (Figura 21D) regressão marinha com erosão da maior parte do

registro da fase 3 e deposição dos sedimentos continentais, quando o clima passa a

ser mais úmido.

É importante ressaltar que este esboço sustenta-se apenas nos registros

observados na área de ocorrência da barita e, assim deve ser considerado quando

comparado com outras áreas de exposição do grupo Barreiras.

60

Capítulo VI – Discussões e Conclusões

De acordo com o que foi proposto, conclui-se que o grupo Barreiras

apresenta, em parte da sua evolução, evidências de sedimentação em ambiente

marinho, devido a subida do nível do mar, o que deve ter ocorrido durante o

Plioceno.

A formação dos argilominerais do grupo da montimorilonita, como a

esmectita, que foi encontrado nos sedimentos, que contem a barita, tem sua

formação favorecida em ambientes de clima árido a semi-árido. Este clima favoreceu

a formação da barita, pois foi quando houve a evaporação da água e saturação do

sulfato de bário, com posterior precipitação da barita.

Na busca de um modelo genético para explicar a origem da ocorrência da

barita na região de Conde, deve-se considerar primeiramente as seguintes

características dessa ocorrência:

a) O confinamento dos agregados de barita a uma única camada de argilito, que

apresenta características indicativas de deposição em ambiente marinho.

b) A ausência de qualquer indicação de atividade hidrotermal na área da

ocorrência.

61

c) O caráter inconsolidado dos sedimentos encaixantes, indicando ambiente

essencialmente supergenico.

d) As formas de ocorrência dos agregados, que preenche pequenas fendas, em

posição vertical, indicando a natureza epigenética dos agregados.

e) A forma do crescimento dos cristais da barita, que apresentam texturas em

nódulos colunares.

f) A associação, na mesma camada, de formas semelhantes, porem

constituídas de hidróxido de ferro.

Diante das características apresentadas acima, conclui-se que a ocorrência

de barita de Conde é do tipo sedimentar-supergenica- stratabound, pois somente

está presente numa unidade estratigráfica bem definida, o argilito.

Numa tentativa de colocar a barita de Conde num dos modelos de ambientes

de formação para barita, apresentados no capítulo IV, o tipo que mais se aproxima é

o de circulação de fluidos conatos, uma vez que, apois a regressão do mar a água

que estava nos poros da argila começou a sofrer evaporação, devido a influência do

clima árido, como observado por Betekhtin, (1967), onde o autor diz que em zonas

de intemperismo, influenciadas pelo clima árido, formam-se pequenos cristais de

barita, provavelmente por grande evaporação de água e saturação de (BaSo4), com

posterior precipitação de barita, frequentemente, com habitus colunar, associados

com gipsita e hidróxidos de ferro. O que lhe confere as características típicas de

ambiente supergênico.

Deve-se, entretanto, considerar o caráter aproximativo do esboço de modêlo

aqui proposto para a formação da barita de Conde. Algumas questões básicas

relacionadas à gênese dos depósitos de barita - tais como , a baixa solubilidade do

sulfato de bário nas condições normais do ambiente supergênico e a fonte do

enxofre, dentre outras, devem ser contempladas na formulação de um modêlo mais

completo, o que, entretanto, ultrapassa os objetivos e recursos metodológicos deste

trabalho. Assim, sugere-se a realização de trabalhos mais detalhados para

esclarecer a natureza e a origem dessa ocorrência de barita, particularmente

baseados em métodos isotópicos, tais como, medidas das relações δ34S e Sr87/Sr86.

62

BIBLIOGRAFIA

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