Formação ferrífera e principais províncias no Brasil
Formação ferrífera e principais províncias no Brasil
Formações Ferríferas Bandadas (Figura 01) são rochas sedimentares
químicas, precipitadas sob condições oxidantes ou sub-oxidantes associadas à
atividade microbiana (KONHAUSER et al., 2002), diretamente da água do mar
fertilizada por emanações vulcânicas submarinas ricas em Ferro (Fe). O teor em
Fe varia entre ca. 20 e 40%, em SiO2 entre 40 e 60%, em CaO e MgO <10 p="">
Formações ferríferas ocorrem em sucessões marinhas (SIMONSON, 1985;
BEUKES, 1983; KLEIN; BEUKES, 1989), associadas frequentemente a rochas
pelíticas e carbonáticas, localmente com rochas vulcânicas e
invariavelmente com folhelhos negros que registram a presença de matéria
orgânica (atividade microbiana) e o ambiente redutor em que o Fe se
encontrava solubilizado na forma do cátion Fe2+. A característica
primária mais proeminente das formações ferríferas é a alternância de
finas camadas de minerais de ferro e chert ou quartzo desenvolvida em
diferentes escalas denominadas de macro- meso- e microbandas, em função
de sua espessura, que podem variar de decimétrica a sub-milimétrica
quando são denominadas de Formações Ferríferas Bandadas.
Figura 01: BIF (Formação Ferrífera Bandada). Fonte: Haakon Fossen
Como sedimentos químicos, formações ferríferas registram as
transformações ambientais e a evolução da Terra por um longo período, desde o
seu aparecimento, no início do arqueano (ca. 3.800 Ma – Isua na Groenlândia),
até o proterozoico médio (1.800 Ma – Grupo Itapanhoacanga na Borda Leste da
Serra do Espinhaço) (ROLIM; ROSIÈRE, 2011). Formações ferríferas reaparecem na
coluna geológica entre 800 e 500 Ma (e.g. a Formação Rapitan, no Canadá, e a Formação Santa Cruz, no Distrito Mineral de
Urucum, no Mato Grosso do Sul) (TRENDALL, 2002; CLOUT; SIMONSON, 2005; KLEIN,
2005).
A descontinuidade da presença de formações ferríferas na coluna
geológica auxilia no entendimento de mudanças no regime tectônico da
Terra com geração de crosta continental e alterações na biosfera que
levaram a um considerável aumento na concentração de oxigênio livre na
atmosfera e nos oceanos.
Formações ferríferas ocorrem em três tipos de bacias em
ambientes geotectônicos distintos (GROSS, 1983):
• Sequências do tipo Algoma, de menor extensão e espessura,
associadas a sequências vulcano-sedimentares, proximal às fontes hidrotermais submarinas
de ferro. Estas sequências ocorrem com maior frequência na era arqueana.
• Sequência do tipo Lago Superior, depositadas em grandes
extensões em bacias de margem passiva, ocorrendo com maior frequência na era
proterozoico. Nessas sequências estão hospedados os maiores depósitos de
minério de ferro de alto teor, tais como na região do Lago Superior (Estados
Unidos/ Canadá), no distrito do Quadrilátero Ferrífero (Supergrupo Minas) no
Brasil e nas bacias de Hamersley, na Austrália e Transvaal, na África do Sul.
• Sequências do tipo Rapitan, depositadas em fossas continentais,
comumente associadas aos diversos ciclos de deposição de sedimentos de origem
glacial no neoproterozoico, como a Formação Rapitan no Canadá e nos distritos
mineradores de Urucum (Mato Grosso do Sul) e Mutum (Bolívia).
Minérios de Ferro de Alto Teor
Processos mineralizadores que envolvem a remoção, lixiviação dos
minerais de ganga e oxidação de minerais ferrosos podem provocar grande
enriquecimento nas formações ferríferas de modo a atingir teores entre
60 e 68% em Fe (Figura 2). Os processos envolvidos podem ser:
• Hipogênicos ou hidrotermais, quando a remoção se desenvolve em
temperatura elevada pela ação de grande volume de fluídos metamórficos,
bacinais, magmáticos ou de origem meteórica infiltrados durante eventos
tectônicos (e.g. BARLEY et al., 1999; HAGEMANN et al., 1999; TAYLOR et
al., 2001; ROSIÈRE; RIOS, 2004).
• Supergênicos, que se desenvolvem pela ação do intemperismo.
Principais províncias onde se encontram Formações ferríferas bandadas
Quadrilátero Ferrífero
O termo Quadrilátero Ferrífero (QF) cunhou a principal província
mineral ferrífera do Brasil e nomeia a quadrícula ao sul da cidade de
Belo Horizonte, no estado de Minas Gerais, mapeada de 1952 a 1969 pelo
USGS (United States Geological Survey) dentro de um programa de
cooperação com o DNPM (Departamento Nacional da Produção Mineral),
compreendendo uma área de cerca de 15,000 km2 entre as coordenadas
19°-20°S de latitude e 43°-44°W longitude. As formações ferríferas ali
aflorantes são denominadas de itabirito, a partir de termo indígena
introduzido no vocabulário geocientífico por W. L. von Eschwege, no
início do século XIX, e pertencem à sequência plataformal do Supergrupo
Minas de idade paleoproterozoica (ca. 2.4 bilhões de anos), que
compreende rochas pelíticas, arenosas e carbonáticas. Itabiritos
hospedam um grande número de depósitos de minério de alto teor de
importância econômica cuja ocorrência é controlada por estruturas
tectônicas. Corpos maciços e friáveis de minério se formam pela
recorrência de processos supergênicos durante o período Neogeno, sobre
minérios formados por enriquecimento hidrotermal (GUILD, 1957; DORR,
1964, 1965; ROSIÈRE et al., 2008) durante o período Riaciano (ROSIÈRE et
al., 2013; SANGLARD et al., 2014).
No QF são lavrados corpos de minério de ferro de alto teor, compacto a
semi-friável e friável, com teores históricos ≥ 64% Fe, além de
itabirito enriquecido com teores entre 30 e 60% Fe.
Figura 02: Mina do Pico, Itabirito MG – Vale
Província de Carajás
A Província Mineral Carajás situa-se no núcleo de idade arqueana
denominado Província Amazônica Central, com idade superior a 2.500 milhões de
anos (BIZZI et al., 2001), no centro-norte do Estado do Pará.
É considerada a segunda principal província mineral do
Brasil, com produção e potencial crescente para Fe, Mn, Cu, Au, Ni, U, Ag, Pd,
Pt e Os, entre outros. Após seu reconhecimento como depósito em 1965, o Projeto
Carajás foi iniciado em 1978, pela então Companhia Vale do Rio Doce, tendo a
primeira mina entrado em operação oficialmente em 1985, com a inauguração das
instalações de transporte e embarque de minério.
Os depósitos de ferro da Província Mineral Carajás são classificados
em três distritos, as Serras Norte, Sul e Leste onde ocorrem 39 corpos
descontínuos de minério de alto teor.
Na Província de Carajás, a unidade que hospeda as formações
ferríferas e delineia a estrutura tectônica da região é o Grupo
Grão-Pará que representa uma sequência vulcano-sedimentar de idade
arqueana (2.751 ± 4 milhões de ano) (KRYMSKY et al., 2002) hospedeira de
camadas de formação ferrífera com expressivas intercalações de jaspe
(jaspilito).
Figura 03: Operação da Vale em Carajás.
Fonte: Livro Recursos Minerais no Brasil problemas e desafios.
domingo, 25 de novembro de 2018
Oxigênio Moldou a Terra que Conhecemos
Você sabia a atmosfera terrestre passou por diversas mudanças durante os 4,6 bilhões de vida do planeta?? A Terra atravessou períodos de temperaturas extremamente altas, em seu processo de formação, assim como extremamente baixas, na época das maiores glaciações (Huroniana e Snowball Earth). Da mesma forma, atravessou datas de diferentes taxas de íons e gases presentes na atmosfera, como Ferro, Hidrogênio e Oxigênio, que mudaram a composição e a atuação da atmosfera no surgimento da vida e das rochas.
Dois eventos de mudança na composição da atmosfera terrestre, que ficaram conhecidos como Grande Evento de Oxidação (GEO) e Evento Neoproterozoico de Oxigenação (NOE), foram importantes na gênese das formações ferríferas bandadas (BIF’s), como o itabirito por exemplo, que por sua vez são muito importantes para economia mineira e brasileira,
tendo em vista que são minérios de ferro abundante em nossa terrinha,
nos colocando no patamar de um dos maiores produtores de ferro do mundo.
Nesses dois eventos ocorreram aumentos significativos na concentração de oxigênio (O2) na atmosfera e dividiram a história da nossa atmosfera em três períodos: atmosfera primária, secundária e terciária.
Grande Evento de Oxidação (GEO)
Por volta de 2,7 bilhões de anos atrás,surgiram na Terra,as primeiras cianobactérias que foram responsáveis pela retirada de CO2 da atmosfera, através da fotossíntese.
Os estromatólitos são registros fósseis dessas cianobactérias, formados por bios sedimentos acumulados, gerando filmes microbianos e lama, podendo originar estruturas estratificadas.
Estruturas as quais têm seu processo de estratificação relacionado a
morte, a fossilização e a deposição dessas cianobactérias e os novos
indivíduos se aglomeravam em cima da deposição, procurando luz para
realizar a fotossíntese e formando torres gradualmente.
Estromatólitos
Quando a atividade vulcânica na Terra diminuiu e as placas continentais tornaram-se mais altas, durante a época em que o nível do mar ficou baixo, os processos intempéricos retiraram o CO2 da atmosfera através de reações com rochas expostas da superfície, tornando o efeito estufa fraco. Fazendo com que a temperatura atmosférica caísse, dando início a um período de glaciação global, conhecido como Glaciação Huroniana ou Primeira Snowboll Earth, que ocorreu há 2,4 a 2,1 bilhões de anos.
A atmosfera secundária surgiu há aproximadamente 2,2 bilhões de anos atrás, quando houve o derretimento da camada de gelo
que envolvia a Terra, quando ela passou pela glaciação Huroniana. Essa
camada de gelo branco, que antes refletia a luz solar, se desfez devido
ao tectonismo, que criou vulcões que mudaram a temperatura terrestre, possibilitando esse derretimento.
Passando a permitir a irradiação solar nos mares, proporcionando os recursos necessários para um aumento significativo na população das cianobactérias presentes no período, e desta forma possibilitando, através da fotossíntese, o aumento da quantidade de O2 e detrimento da redução de CO2, tornando a atmosfera oxidante. Esse evento foi denominado Grande Evento de Oxigenação (GOE).
Uma evidência das dessa mudança na composição da atmosfera são as formações ferríferas bandadas, datadas nesse período. Nessa época o oceano possuía uma camada superficial oxidante, assim como a nova atmosfera, e uma camada de água profunda que era redutora, devido vulcanismo que atuava no fundo dos oceanos. Durante esse período, o vulcanismo e outros processos eram responsáveis por liberar o Fe+2 nos oceanos que ao alcançar sua camada oxidativa, reagiu formando Fe+3 que precipitava ocasionando a deposição sob a forma de óxido de Ferro trivalente (hematita).
Devido às diferentes estações do ano ocorria uma mudança no pH dos oceanos que impedia a precipitação do Fe+3, esse fenômenos foi o responsável pela a formação de bandamentos presente nas BIF’s, tendo em vista que quando não ocorria precipitação do ferro, ocorreu deposição de silicatos e carbonatos. Entretanto a formação das BIF’s nesse período foi encerrado pelo impacto meteorítico de Sudbury que atingiu áreas oceânicas, causando tsunamis capazes de misturar essas camadas aquáticas (oxidante e redutora).
Evento Neoproterozoico de Oxigenação (NOE)
Cerca de 790 a 630 milhões de anos atrás, o planeta passou por outra glaciação a Snowball Earth ou segunda Snowball Earth, provocando um ambiente parecido com o da glaciação Huroniana. Com o fim do período, ocorreu o Evento Neoproterozóico de Oxigenação
(NOE). A composição da atmosfera mudou novamente, passando a possuir
altas concentrações de N2 e aumento de O2, assim como hoje em dia. Essa
mudança foi possibilitada pelo degelo das geleiras, que viabilizou o desenvolvimento de fitoplânctons, cianobactérias e outros seres autótrofos.
Terra – Bola de Neve / Fonte: NASA
As altas concentrações de oxigênio na nova atmosfera possibilitou surgimento de vida pluricelular como conhecido hoje em dia. Durante a Snowball os oceanos voltaram a apresentar um caráter redutor devido a isolação destes com a atmosfera e a atividade vulcânica na crosta oceânica, o que possibilitou novamente, junto com a nova composição mais oxidante da atmosfera, a formação de BIF’s.
quarta-feira, 13 de maio de 2015
Os Estromatólitos e a Explosão da Vida na Terra
Não é um dos objetivos do presente trabalho discutir a origem e a
diversificação da vida sob prismas filosóficos ou religiosos, as
pesquisas realizadas se constituem numa tentativa de organizar fatos e
evidências científicas a fim de determinar a importância das primeiras
formas de vida a se estabelecerem sob a superfície do planeta Terra e de
que modo as mesmas podem estar associadas às modificações que há pelo
menos 570 Milhões de anos (M.a.) alteraram drasticamente as condições
ambientais do Globo Terrestre propiciando condições para um salto
evolutivo do planeta: o surgimento da vida aeróbica, sua explosão e
diversificação.
As primeiras formas de vida a se estabelecerem na Terra eram anaeróbicas
e embora vários cientistas tenham se aventurado em experimentos que
tentassem estabelecer a origem de tais formas, há ainda questões
fundamentais não respondidas. Não existe consenso. Estudiosos e
filósofos teorizaram através da hipótese conhecida como "Panspermia" que
a origem da vida na Terra se dá a partir do extra-terreno, dentre tais
propostas, uma das mais representativas é a de Arrhenius (1859 - 1927),
que apresenta os meteoritos como responsáveis pelo transporte da vida de
fora para a superfície do planeta.
A comunidade científica vivenciou e ainda vivencia fervorosos embates
teóricos entre os defensores da hipótese panspermista e os
representantes do "cenário corrente", de acordo com os quais a vida se
originou na Terra.
Diante da falta de evidências que comprovem uma ou outra hipótese sobre a
origem da vida, discutir a diferenciação e a evolução dos seres vivos é
uma tarefa possível, pois, os registros fósseis se apresentam como
"ferramentas" através das quais são estabelecidos contextos físicos,
químicos e ambientais para as formas de vida "gravadas" (icnofósseis) ou
fisicamente preservadas total ou parcialmente (somatofósseis). A partir
desses contextos, a evolução das formas de vida pode ser traçada.
Através do estudo de registros fósseis foi possível retroceder até a
aproximadamente 540 Milhões de anos e identificar registros deixados
pelas primeiras formas de vida - unicelulares e microscópicas.
Os registros mais antigos são icnofósseis conhecidos como Estromatólitos
- biossedimentos - que rementem a 3,5 bilhões de anos (B.a),
encontrados em Apex, na Austrália, como apresentamos na imagem 1.
Imagem 1:Microfósseis pré-Cambrianos. Os exemplares “e, f, g, h, i” são os mais antigos (3,465 B.a.), encontrados nos estromatólitos de Apex, na Austrália
Fonte: (J. W. Schopf et al. Nature, 416, 73, 2002).
Sendo as cianobactérias responsáveis pela biossedimentação que resulta
na formação de estromatólitos seres fotossintetizantes, é importante
procurar registros de fotossíntese em épocas remotas, assim, algumas
evidências podem ser consideradas:
1ª. Na Groelândia, a formação rochosa Isua foi datada em 3,8 Bilhões de
anos. Apesar de não conter nenhum organismo ou microorganismo
fossilizado, apresenta uma anomalia no ter de carbono da grafite
contida.
Os restos vegetais atuais apresentam o isótopo 12C e o isótopo encontrado na formação Isua é o 13C. Apenas a fotossíntese pode ser apresentada a fim de explicar tal anomalia no carbono.
Fonte: (J. W. Schopf et al. Nature, 416, 73, 2002).
2ª. Ocorreu a aproximadamente 3,7 Bilhões de anos a formação de imensos depósitos de Óxido de Ferro (BIF - Bandad Iron Formation).
Como nessa época não existia oxigênio livre na atmosfera do planeta, a
oxidação do ferro pode ter ocorrido a partir da ação de algas
fotossintetizantes que liberaram o oxigênio nos oceanos, possibilitando a
oxidação e a sedimentação do ferro, intercalado com outros sedimentos
como carbonatos, também abundantes nos oceanos.
Apenas a partir da oxidação de todo o ferro dos oceanos é que o oxigênio
pôde ser liberado para a atmosfera, o que se deu a aproximadamente 540
Milhões de anos, período que ficou marcado como a "Explosão do
Cambriano" onde surgiram seres multicelulares aeróbicos e a vida se
diversificou abundantemente.
As imagens 2 e 3 mostram como exemplo as faunas de ediacara
(Pré-Cambriano: aproximadamente 600 milhões de anos) e de Burgess Shale
(Cambriano: 520-515 milhões de anos).
Alguma das espécies da diversidade biótica de Burgess Shale é descrita na figura por Sam Gon III e por John Whorrall. Trilobites such as Olenoides serratus (1) were a minority among a diversity of arthropods such as Sidneyia (9), Waptia (17), Helmetia (13), Sanctacaris (18), Tegopelte (15), Naraoia (16), Leanchoilia (10), Canadaspis (12), Odaraia (19), Marrella (11), and Burgessia (14), as well as oddities such as Opabinia (24), Wiwaxia (26), Hallucigenia (20), and the giant predator, Anomalocaris (28).
