O contexto laterítico do sudeste do estado do Amazonas : uma abordagem mineralógica, geoquímica, aerogeofísica e eocronológica

Abstract

A região sudeste do Amazonas é composta por embasamento vulcânico do Grupo Colíder (1,80-1,78 Ga), recoberto por sequência vulcano-sedimentar (Supergrupo Sumaúma), subdivida nos grupos Vila do Carmo (1,76-1,74 Ga) e Beneficente (1,43-1,08 Ga), corpos graníticos reunidos nas suítes intrusivas Teodósia (1,756 Ga), Igarapé das Lontras (1,754 Ga) e Serra da Providência (1,57-1,53 Ga) e diábasio Mata-Matá (1,57 Ga). Sobrepondo estas unidades há sucessão sedimentar Siluro-Devoniana do Grupo Alto Tapajós. O Supergrupo Sumaúma têm alto conteúdo de MnO em grauvacas e siltitos, ao passo que o Grupo Alto Tapajós concentra P2O5 nas grauvacas, o que implica em fontes distintas. Além disso, arenitos do Supergrupo Sumaúma com grãos de quartzo bem esféricos e arredondados miram contribuição de fontes distais. Já os grãos de quartzo subarredondados e subesféricos dos arenitos e alto teor de K2O nas grauvacas, indicam fontes proximais para o Grupo Alto Tapajós. As fontes do Supergrupo Sumaúma, reveladas pelos isótopos de Nd, estão atreladas à Província Rondônia Juruena. Além disso, as províncias Tapajós-Parima e Amazônia Central supriram o Grupo Vila do Carmo, e fontes distais relativas às províncias Carajás e Sunsás fomentaram sedimentos para o Grupo Beneficente. Vale ressaltar que o Grupo Vila do Carmo foi fonte para o Grupo Beneficente, prova disso é a discordância angular entre as unidades, altos conteúdos de Fe2O3, TiO2, rutilo, Ti-magnetita e população de zircão entre 1,76 e 1,74 Ga nos arenitos do Grupo Beneficente. As mesmas fontes do Supergrupo Sumaúma foram identificadas pelos isótopos de Nd para o Grupo Alto Tapajós, contudo boas correlações entre 87Sr/86Sr vs CIA e 87Sr/86Sr vs Rb/Sr atestaram seu caráter autóctone e intraformacional relacionado à incisão do Grabén do Cachimbo no Supergrupo Sumaúma e Grupo Colíder serviram de fontes para o Grupo Alto Tapajós. A exposição destas rochas formou espessas crostas Mn, Mn-Al-Fe, bauxíticas, Fe, Fe-Al-Fe e colúvios, recobertos por latossolos. Os protólitos de Mn estão relacionados aos grupos Vila do Carmo e Beneficente, Supergrupo Sumaúma. Contudo, há diferenças mineralógicas e geoquímicas entre eles, enquanto os do Grupo Vila do Carmo são caracterizados pela presença de Pb-hollandita, coronadita e criptomelana e altos conteúdos de Pb e Cu, aqueles do Grupo Beneficente têm romanechita como fase dominante e Ba mais elevado. Crostas Mn e Mn-Al-Fe maciças, vermiformes, protopisolíticas, pisolíticas e colúvios foram formadas a partir destas rochas. Assim como nos protólitos, crostas Mn desenvolvidas sobre o Grupo Vila do Carmo também formaram hollandita, Pb-hollandita, criptomelana e coronadita e têm altos teores de K2O, Ag, Cu, Pb e Tl, já aquelas do Grupo Beneficente formaram romanechita supergênica. A presença de galena, Ag nativa, coronadita, Pb-hollandita, alto Cu, Tl e anomalias positivas de Gd nas crostas Mn desenvolvidas sobre o Vila do Carmo são similares aos conteúdos de gossans, minérios sulfetados e depósitos de Mn de origem hidrotermal. Além do mais, a fonte hidrotermal do Mn do Grupo Vila do Carmo, a mesma que originou os sulfetos, é a ratificada pelas relações 206Pb/207Pb vs 208Pb/206Pb, (Zn x Ni)/MnO2 vs (Cu/Zn)/Fe2O3 e pelos altos teores de Cu, Pb e Zn, similar aos Gossans Australianos, e pode classificar o Mn supergênico como dubhito. Por outro lado, o Mn do Grupo Beneficente tem assinatura sedimentar e pode ser classificado como supergênico marinho. A relação Rb/Sr vs d permitiu agrupar rochas, crostas lateríticas (Mn,Mn-Al-Fe, bauxíticas, Fe e Fe-Al) e solos desenvolvidos a partir dos grupos Vila do Carmo, Beneficente e Alto Tapajós, o que ratifa o uso de crostas lateríticas no mapeamento de rochas mães. A razão ETR/(Zr+Hf) ≥1 indica controle por minerais de Mn e cerianita. Ao passo que, ETR/(Zr+Hf) ≤ 1 atesta que minerais pesados como zircão controlam a variação dos ETR ao longo do perfil laterítico. A redistribuição de minerais em todo o perfil laterítico com concentração residual de zircão ou lixiviação de minerais de Mn (coronadita, holandita e criptomelana) e fixação na cerianita, controla a assinatura isotópica de Nd. As razões isotópicas de Sr apresentaram dois tipos de comportamento distintos: 1- A razão 87Sr/86Sr aumenta em direção ao topo dos perfis onde predominam crostas Fe e Mn-Fe-Al, sugerindo a entrada de Sr proveniente da atmosfera, água da chuva e lençol freático. 2- A intensa lixiviação que resultou na formação de caulinita e gibbsita liberou Sr dos protólitos em solução e diminuiu a razão 87Sr/86Sr em direção aos solos. As razões isotópicas de Pb são mais elevadas nas crostas lateríticas e solos do que nos protólitos, como não são afetadas pelo intemperismo, essa diferença pode estar relacionada ao decaimento do 238U para o 206Pb ou misturas de fontes. A excelente correlação entre 143Nd/144Nd, 206Pb/207Pb e 208Pb/ 206Pb no balanço de massa dos perfis P1 e P2 ratifica o não francionamento dos isótopos de Pb durante a intemperismo extremo. A gammaespectometria aliada a altimetria e métodos estatísticos como Booleano e Fuzzy, designaram áreas favoráveis às ocorrências de crostas lateríticas. Os dois modelos apresentaram boa correlação para bauxitas, crostas manganesíferas e solos, apesar de que o Booleano é capaz de identificar 67% das crostas ferruginosas, 20% a mais que os modelos Fuzzy. No entanto, os modelos Fuzzy foram eficientes em descartar pedras de ferro localizadas na porção oeste da área. A combinação relevo, eTh fuzzy (índice Kappa-0.8), estratigrafia e mapa de solos permitiu sugerir 100 Km2 de áreas propícias à ocorrência de Mn, 700 Km2 para bauxitas e 83 Km2 para crostas fosfáticas. A datação U-Th-He indicou que o início da lateritização remete ao Permiano e se estende até o Jurássico-Cretáceo com agradação de crosta ferruginosa maciça. A ausência de dados Ar-Ar em crostas manganesíferas impede afirmar sua época precisa de formação, no entanto, por correlação de crostas manganesíferas em Burkina Faso, Carajás e Quadrilátero ferrífero, apontam para o fim do Cretáceo (~70 Ma) o início de formação dessas crostas, se estendendo até o fim do Mioceno. Neste contexto, na região de Apuí houve a segunda fase de agradação de crosta ferruginosa (Oligoceno médio ao início do Mioceno). A partir de então, houve dois intervalos distintos de degradação de crostas lateríticas (formação de goethita); o primeiro entre 22,5±2,3 e 17,1±1,7 Ma e segundo entre 13,1±1,3 e 16.6 ±1,7 Ma.