UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS CURSO DE GEOLOGIA

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1 UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS CURSO DE GEOLOGIA NIVIA PINA DE SOUZA ESPECTRORRADIOMETRIA EM DEPÓSITO DE FOSFATO MAGMATOGÊNICO: APLICAÇÃO PARA O DEPÓSITO DE CATALÃO I - GO Salvador 2009

2 NIVIA PINA DE SOUZA ESPECTRORRADIOMETRIA EM DEPÓSITO DE FOSFATO MAGMATOGÊNICO: APLICAÇÃO PARA O DEPÓSITO CATALÃO I - GO Monografia apresentada ao Curso de Geologia, Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia, como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia. Orientadora: MSc. Maisa Bastos Abram Co-orientadora: Prof a. Dr a. Débora Correia Rios Salvador 2009 TERMO DE APROVAÇÃO

3 NIVIA PINA DE SOUZA ESPECTRORRADIOMETRIA EM DEPÓSITO DE FOSFATO MAGMATOGÊNICO: APLICAÇÃO PARA O DEPÓSITO DE CATALÃO I - GO Monografia aprovada como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia, Universidade Federal da Bahia, pela seguinte banca examinadora: 1º Examinadora - MSc. Maisa Bastos Abram Orientadora CPRM Serviço Geológico do Brasil 2º Examinadora Prof a. Dr a. Débora Correia Rios Co-orientadora Instituto de Geociências, UFBA 3º Examinador - Prof. Dr. Washington de Jesus Sant Anna da Franca Rocha Deptº de Ciências Exatas, UEFS 4º Examinador - Prof. Dr. José Haroldo da Silva Sá Instituto de Geociências, UFBA Salvador 2009

4 Dedico este trabalho aos meus pais, Edvaldo e Sueli, e aos meus irmãos, Niger e Fabio, por toda dedicação dada a mim e por me tornarem a pessoa que sou hoje.

5 AGRADECIMENTOS Acredito que, na vida, nunca se chegar a algum lugar sozinho. Então, é com grande alegria que agradeço a algumas das pessoas que me ajudaram nesta caminhada. Primeiramente, agradeço a Deus que, com seu infinito amor, deu-me forças nessa luta e por ter me dado uma família tão maravilhosa como é a família Pina e a família Souza. Agradeço aos meus pais, Edvaldo Carvalho de Souza e Sueli Pina de Souza, e aos meus irmãos, Niger Pina de Souza e Fabio Pina de Souza, por todo amor, carinho, compreensão, força e por terem me amparado nos momentos difíceis. Agradeço ao meu querido Cleiton da Cruz dos Santos pelo amor, companheirismo e cuidados a mim dedicado nesses quatro anos que estamos juntos. À minha orientadora, Maisa Bastos Abram, pela força e incentivo. Por ter apostado e acreditado em mim. Pela pessoa maravilhosa e excelente profissional que é. Por ser mais do que uma chefa. Ser uma amiga. Aos queridos Madalena F. Lima e a José Domingos pela amizade. A minha co-orientadora Débora Correia Rios, pela paciência e pelo ombro amigo. Aos amigos do coração, David Brito de Cerqueira e Rogério Celestino de Almeida, pela ajuda no processamento das imagens e pelo companheirismo. Agradecimento muito especial a Cristina Burgos e Ioná Bahiense por serem pessoas tão prestativas, pela sua amizade e pela ajuda nas descrições das lâminas. Agradecimento ao professor Dr. Carlos Roberto de Souza Filho da UNICAMP, por disponibilizar as imagens ASTER, pelos ensinamentos com a utilização do espectrorradiômetro e por disponibilizar seu tempo durante minha estadia na UNICAMP, assim como a Talita e Helena pelo auxílio a mim dispensado. Agradecimento aos meus amigos e companheiros fiéis, Thiene Serra e Adelino Ribeiro, que me acompanham desde o início da universidade. Agradecimento muito carinhoso aos amigos da CPRM: João Pedreira, Juliana Costa, Sara (Barata), Isabel Matos, Patricia Bispo, Thais Canabrava, Lindaura Macêdo, Roberto Campêlo (muitos conselhos), Angélica Barreto, Isabel Pitanga, Elias Bernardes, Nalva, Lula, Augusto Pedreira, Vânia Borges, Gisélia Bispo,

6 Bonfim, Carvalhal, Amaral, Ivanara, Neide Ângela, Denise, Torres, Rose, Dourado, Veranilda, Cristiane, Emanuel e Cleones Pedro Agradecimento muito carinhoso aos amigos da UFBA: Michele Cássia, Michel Brum, Adila Costa, Fabiane (Prima), Verônica, Anderson, Substância, Dário, Coni, Caroço, Carol, Gisele, Vanessa, Ana Fábia, Cabra, Paulinha, Rose, Amorin, Leila, Jossi, Bigbig, Gilma, Elisa, Fernandinha, Nea, Salles, Caetano e Falcão. Espero que todos vocês que fizeram parte desta caminhada saibam a importância que tiveram para mim e sempre estarão no meu coração.

7 RESUMO O fosfato é uma substância mineral de grande interesse econômico para o Brasil. O interesse por este bem mineral é alto, uma vez que constitui um dos principais componentes dos fertilizantes, e não existe substituto para o fósforo na agricultura. A produção brasileira de fosfato não atende a demanda nacional, sendo o fosfato crítico para a economia do país, havendo necessidade de novas descobertas para suprir esta deficiência. As rochas fosfatadas podem ocorrer na forma de depósitos de origem magmática, depósitos sedimentares, depósitos fosfáticos residuais zoógenos (tipo ilha), depósitos residuais meteóricos e depósitos metamorfizados. Neste trabalho será estudado o depósito de fosfato de Catalão I que é de origem magmática, que está associado aos complexos alcalino-carbonatíticos mesozóicos, relacionados ao lineamento Az 125º, localizado na borda da Bacia do Paraná na Província Alcalina do Alto Paranaíba. O objetivo deste trabalho foi verificar a aplicabilidade de técnicas de prospecção de fosfato magmatogênico com o uso do sensoriamento remoto. Este trabalho final de graduação (TFG) utilizou técnicas de sensoriamento remoto, através de estudos de espectrorradiometria para reconhecer as respostas espectrais de um depósito já conhecido de fosfato. Para tanto, foi utilizada técnica de mapeamento hiperespectral aplicadas a imagens multiespectrais ASTER (Advanced Spaceborne Thermal Emission and Reflection Radiometer). Para embasar o estudo foi feita a caracterização petrografica das amostras coletadas em campo, utilizadas na determinação espectrorradiométrica do depósito alcalino-carbonatítico escolhido. Esta pesquisa resultou em um mapa espectral a partir da técnica Spectral Angle Mapper (SAM) e deverá dar suporte ao desenvolvimento de uma nova técnica de prospecção para depósitos de fosfato magmatogênico. Na medida em que as paragêneses dos depósitos de fosfato magmatogênico estudadas forem identificadas com o uso de sensores remotos, novas áreas poderão ser identificadas, ampliando assim a perspectiva para novos depósitos desta tipologia. Palavras-chave: Sensoriamento remoto, espectrorradiometria, fosfato magmatogênico e petrografia.

8 ABSTRACT The phosphate is a mineral substance of great economic interest for Brazil. The interest for this mineral product is high, since it constitutes the main component of fertilizers; therefore does not exist substitute for the phosphate in agriculture. The Brazilian production of phosphate is not enough for the national demand, being the phosphate critical for the economy of the country, and having necessity of new discoveries to supply this deficiency. The phosphate rocks can occur in the form of magmatic, sedimentary, and residual zoógenic (island type), meteoric residual, and metamorphosed deposits. In this work the phosphate Catalão I deposit will be studied. It is of magmatic origin, associated with the Mesozoic alkaline-carbonatític complexes, related to a NW-SE (125º) lineament, located in the edge of the Paraná river basin in the Alto do Paranaíba Alkaline Province. The objective of this work was to verify the applicability of prospecting techniques for magmatogenic phosphate with the use of remote sensing. This final graduation work (TFG) used techniques of remote sensing, through studies of spectroradiometry to recognize deposits already known of phosphate and their spectral signatures for later use in the prospecting of phosphate rocks. For such objective, was used technique of hiperespectral mapping applied to the ASTER (Advanced Spaceborne Thermal Emission and Reflection Radiometer) multispectral images. To support project, the characterization of the samples used in the spectroradiometric determination of the chosen alkaline-carbonatitic deposit was made a petrographic study of the samples collected in field. This research resulted in a spectral map using the technique Spectral Angle Mapper (SAM) that will support the development of a new technique of prospecting for magmatogenic phosphate deposits. As the paragenesis of the studied magmatogenic phosphate deposits will be determined with the use of remote sensors, new areas could be identified, thus extending the perspective for new deposits of this type Key-Words: Remote sensing, spectroradiometry, magmatogenic phosphate, petrography.

9 SUMÁRIO LISTA DE FIGURAS LISTA DE TABELAS LISTA DE FOTOGRAFIAS LISTA DE ABREVIATURAS x xv xvi xvii Capítulo 1 - Apresentação Introdução Depósitos de Fosfato Depósitos de Fosfato no Mundo Depósitos de Fosfato no Brasil Objetivos Objetivo Geral Objetivos Específicos Justificativa Capítulo 2 - Referencial Teórico Introdução Radiação Eletromagnética (REM) Sensores Resolução dos Dados Espectrorradiometria Capítulo 3 - Materiais e Métodos Introdução Levantamentos Bibliográficos Obtenção das Amostras e Estudos Petrográficos Análises Espectrais Medidas Espectrais Biblioteca Espectral Processamento Digital de Imagens (PDI)... 41

10 Pré-processamento Processamento Capítulo 4 - Geologia Introdução Província Ígnea do Alto do Paranaíba Complexo Alcalino-Carbonatítico de Catalão I Caracterização Petrográfica dos Tipos Litológicos do Depósito Carbonatitos Olivina Carbonato Flogopitito Flogopita Nelsonito Foscorito (saprólito) Capítulo 5 - Resultados e Discussões Introdução Resultados dos Trabalhos Biblioteca Espectral Mapeamento Espectral Capítulo 6 - Considerações Finais Referências Anexos

11 x LISTA DE FIGURAS Figura 01 - Mapa de localização do depósito de fosfato magmatogênico em estudo Figura 02 - Reserva mundial de rocha fosfatada em 2007, dados do Sumário Anual 2008 do DNPM (Souza & Cardoso, 2008) Figura 03 - Produção mundial de rocha fosfatada em 2007, dados do Sumário Anual 2008 do DNPM (Souza & Cardoso, 2008) Figura 04 - Distribuição espacial dos principais depósitos de fosfato no mundo (modificado de Amaral, 1997) Figura 05 - Reservas de fosfato do Brasil em 2007 (Souza & Cardoso, 2008) Figura 06 - Mapa com os principais depósitos e indícios de fosfato no Brasil (modificado de Amaral, 1997) Figura 07 - Curvas espectrais de diferentes materiais, modificado de Florenzano (2007) Figura 08 - Interação perpendicular entre o campo elétrico e campo magnético, gerando a propagação da onda eletromagnética (Hewitt, 2007) Figura 09 - Regiões do espectro eletromagnético segundo o comprimento de ondas, com destaque na região do visível (Crosta & Souza Filho, 1997) Figura 10 - Esquema da interação da energia eletromagnética emitida pelo sol e a matéria, sendo captada pelo satélite (Perrotta, 2009) Figura 11 - Tipos de imagens de satélite (Perrotta, 2009) Figura 12 - Fluxograma metodológico Figura 13 Exemplo de biblioteca espectral padrão do USGS Figura 14 - Relação entre o espectro medido de cada pixel, para as bandas existentes, e um dado espectro nas medidas efetuadas com técnica SAM. Os dois vetores são ligados a origem de uma feição num espaço n-dimensional. O ângulo espectral representa a relação entre dois vetores descritos (Crósta et al., 2003) Figura 15 - Mapa de localização das províncias alcalinas na Bacia do Paraná. As rochas representadas por círculos vazados são do Eocretáceo e as representadas por círculos preenchidos representam rochas de Neocretáceo (com exceção da Província Serra do Mar que é do Neocretáceo ao Eoceno). Mapa de Brod et al.(2004) adaptado de Gibson et al. (1995)... 44

12 xi Figura 16 - Imagem aerogeofísica do sinal analítico na Província Ígnea do Alto Paranaíba com destaque para o lineamento Az 125º e as intrusões carbonatíticas (em vermelho), Ribeiro (2008) Figura 17 - Mapa Geológico Regional (CPRM, 2004) Figura 18 Mapa geológico do Complexo Catalão I, Ribeiro (2004) apud Brod et al. (2004) Figura 19 - Perfil de intemperismo de Catalão I proposto por Oliveira & Imbernon (1998) Figura 20 - Pontos onde foram coletadas as amostras, no fundo está a imagem ASTER composição R6 G3 B2, da área da mina de Catalão I Figura 21 - A - Carbonatito de coloração branca a cinza clara, de textura granular média (Amostra CB02). B - Contato entre o carbonatito e o flogopitito, mostrando os veios de carbonatito cortando o flogopitito (Amostra CB02A). C Fotomicrografia do carbonatito de textura fanerítica, inequigranular, mostrando carbonato, apatita e cristal de flogopita com a tetra-ferriflogopita nas bordas (Amostra CB02. Obj.= 10x, Nx). D Fotomicrografia da zona de contato entre carbonatito e o flogopitito, mostrando a presença a tetra-ferriflogopita (Amostra CB02A. Obj.= 10x, Nx). E - Fotomicrografia do cristal de flogopita com tetra-ferriflogopita nas bordas, com a clivagem da flogopita perpendicular ao polarizador apresenta direção de menor absorção, o inverso ocorre com a tetra-ferriflogopita (Amostra CB02A, Obj.= 40x,LP). F Mesmo campo de visão da fotografia E com a clivagem da flogopita paralela ao polarizador apresenta direção de maior absorção (Amostra CB02A, Obj.= 40x,LP) Figura 22 - A Flogopitito (Amostra CB02B). B - Pórfiro de olivina serpentinizada com amídalas preenchidas por carbonato (Amostra CB02B). C - Amostra de mão alterada de flogopitito (Amostra CB04). D - Teste com molibidato de amônio com resultado positivo para presença de fosfato (Amostra CB04) Figura 23 - Fotomicrografia: A- Mineral opaco com a forma característica da magnetita. B - Cristal euédrico de flogopita, possivelmente primário, com borda de tetraferriflogopita e pseudomorfos com óxidos na forma de gotículas delineando-o (Amostra CB02B, Obj. 10x, LP). C Cristal reliquiar de olivina com borda de reação formando flogopita microcristalina (Amostra CB02B, Obj.=2,5x, NX). D Cristais euédricos a subédricos de flogopita, provavelmente primários, com tetraferriflogopita nas bordas, e também flogopita microcristalina associada à pseudomorfos com carbonato intersticial

13 xii (Amostra CB02B, Obj.=10x, LP). E - Flogopitito bastante alterado; onde se observa óxido de ferro e flogopita (Amostra CB04, Obj. 10x, LP). F Na mesma posição da E (Amostra CB04, Obj. 10x, Nx) Figura 24 - A - Flogopita Nelsonito com pórfiros de minerais opaco e flogopita (Amostra CB02C). B - Fotomicrografia do pórfiro de tetra-ferriflogopita (Amostra CB02C, Obj. 2,5x, LP). C Fotomicrografia do pórfiro do mineral opaco (magnetita) na matriz de carbonato e apatita (Amostra CB02C. Obj.=2,5x, Nx). D Fotomicrografia da matriz de carbonato e apatita com pórfiros de flogopita e magnetita. A flogopita está alterada possivelmente para vermiculita (Amostra CB02C. Obj.=2,5x, Nx) Figura 25 - A - Rocha bastante alterada de foscorito (saprólito) (Amostra CB07). B Fotomicrografia do fosfato secundário com textura pseudo-esferulítica (Amostra CB07. Obj.=20x, LP). C Fotomicrografia na mesma posição da B (Amostra CB07. Obj.=20x, Nx). D Fotomicrografia de massa irregular de óxido de ferro entre os grãos do fosfato secundário (Amostra CB07. Obj.=10x, LP) Figura 26 - Medidas espectrais da amostra CB02D: (A) comparado com o espectro da calcita do USGS; (B) comparado com a mistura de dolomita/apatita do USGS; e (C) Picos de absorção no comprimento de onda de 2,3331 m, a curva está reamostrada para imagem ASTER. Todas as curvas foram geradas com remoção de contínuo e o comprimento de onda está em unidade de m Figura 27 - Comparação da amostra CB04 com a mistura dos espectros de goethita e apatita do USGS. As curvas foram geradas com remoção do contínuo e o comprimento de onda está em unidade de m Figura 28 - Comparação da amostra CB05 com a mistura dos espectros de calcita, olivina, flogopita e vermiculita do USGS. As curvas foram geradas com remoção do contínuo e o comprimento de onda está em unidade de m Figura 29 - Comparação das amostras CB06 e CB06A com os espectro de (A) calcita, (B) mistura de goethita com apatita e (C) da amostra CB06 com a mistura de calcita com apatita do USGS. As curvas foram geradas com remoção do contínuo e o comprimento de onda está em unidade de m Figura 30 - Comparação da amostra CB07 com a mistura dos espectros de goethita com serpentina do USGS. As curvas foram geradas com remoção do contínuo e o comprimento de onda está em unidade de m... 66

14 xiii Figura 31 - Comparação das amostras MA01, MA01A, MA1B e MA01C com a mistura dos espectros de goethita com apatita do USGS. As curvas foram geradas com remoção do contínuo e o comprimento de onda está em unidade de m Figura 32 - Curvas espectrais das amostras MA01, MA01A, MA1B e MA01C reamostrada para ASTER, com dois picos de absorção no comprimento de onda em 2,2635 e 2,3964 m. As curvas foram geradas com remoção do contínuo e o comprimento de onda está em unidade de m Figura 33 - Comparação da amostra MA02A com o espectro da mistura da vermiculita com goethita. As curvas foram geradas com remoção do contínuo e o comprimento de onda está em unidade de m Figura 34 - Comparação da amostra MA02B com o espectro de vermiculita do USGS. As curvas foram geradas com remoção do contínuo e o comprimento de onda está em unidade de m Figura 35 - Comparação das curvas espectrais da amostra MA03A com o espectro da flogopita do USGS. As curvas foram geradas com remoção do contínuo e o comprimento de onda está em unidade de m Figura 36 - Comparação das curvas espectrais da amostra MA03 com a mistura dos espectros da flogopita com a calcita do USGS. As curvas foram geradas com remoção do contínuo e o comprimento de onda está em unidade de m Figura 37 - Comparação das curvas espectrais da amostra MA04 com o espectro da mistura de apatita, calcita e flogopita do USGS. As curvas foram geradas com remoção do contínuo e o comprimento de onda está em unidade de m Figura 38 - Curvas espectrais reamostrada para ASTER da amostra MA05. As curvas foram reamostradas para ASTER, geradas com remoção do contínuo e o comprimento de onda está em unidade de m Figura 39 - Comparação entre as imagens ASTER (A) sem correção atmosférica e (B) com correção atmosférica. A imagem está na composição R6G4B Figura 40 - Janela da ferramenta de correção atmosférica FLAASH (Fast Line-of-sight Atmospheric Analysis of Spectral Hypercubes) do software ENVI Figura 41 - Comparação entre a curva espectral da amostra MA04 e o pixel da imagem que está localizada esta amostra. A curva da amostra está reamostrada para ASTER 73

15 xiv Figura 42 - Mapa espectral gerado a partir da utilização da técnica SAM, em destaque as áreas as áreas em amarelo com resposta mais positiva para mineralização de fosfato Figura 43 - Área em destaque do mapa espectral. Com a utilização da técnica foi possível mapear as minas de Catalão I e II Figura 44 Comparação entre a (A) nova área prevista no mapa espectral e a (B) mesma região no mapa geofísico de sinal analítico (Borges, 2009) mostrando uma anomalia na mesma área do mapa A. Variações de cor do vermelho ao rosa do sinal analítico significam zonas magneticamente anômalas... 76

16 xv LISTA DE TABELAS Tabela 01 - Reserva e Produção mundial de rocha fosfatada, dados do Sumário Anual 2008 do DNPM (Souza & Cardoso, 2008) Tabela 02 - Comparação de alguns depósitos de fosfato no Brasil e no mundo (Brod, 2008) Tabela 03 - Bandas do sensor ASTER (ENGESAT, 2009) Tabela 04 - Alterações do flogopitito e do foscorito de acordo com o nível no perfil de intemperismo (Brod, 2008) Tabela 05 - Lista de amostra referenciando o ponto de coleta... 52

17 xvi LISTA DE FOTOGRAFIAS Fotografia 01 - Medida espectral em uma amostra de rocha com o espectrorradiômetro Fotografia 02 - Espectrorradiômetro FIELDSPEC do Laboratório de Espectrometria de Reflectância (LER) do Instituto de Geociências da UNICAMP Fotografia 03 - Padrão utilizado para calibrar o espectrorradiômetro Fotografia 04 - Amostras de rochas identificadas Fotografia 05 - Curva espectral gerada pelo espectrorradiômetro. No eixo das abscissas são representados os valores de comprimento de ondas e no eixo das ordenadas são representados os valores de reflectância Fotografia 06 - Foscorito cortado por veios de carbonatitos. Autoria: Maisa Abram Fotografia 07 - Vista da mina a céu aberto de Catalão I. Autoria: Maisa Abram Fotografia 08 - Manto de intemperismo da mina de Catalão I. Autoria: Maisa Abram.. 50

18 xvii LISTA DE ABREVIATURAS ap apatita cb carbonato fl flogopita fs fosfato secundário LP luz plana Nx nicóis cruzados ol - olivina op mineral opaco ox. fe óxido de ferro tf tetra ferriflogopita

19 18 Capitulo 1 Apresentação 1.1 Introdução O fósforo é um elemento muito ativo, por isso ele não é encontrado livre na natureza, ocorrendo principalmente na forma de sais, denominado de fosfatos. A principal aplicação do fosfato é na agricultura, como fertilizante e apenas os minerais da série da apatita são atualmente aproveitados como fonte deste bem mineral (Lapido-Loureiro et al., 2005). O tema sobre os depósitos de fosfato foi escolhido pela importância dele para a sociedade, já que o fósforo é o principal componente dos fertilizantes e o valor desta commodity afeta diretamente o preço dos alimentos. O teor médio de fósforo na crosta terrestre é de 0,23% (Amaral, 1997), sendo este o duodécimo elemento químico mais abundante na crosta (Gatiboni et al., 2009). O fósforo (P) juntamente com o nitrogênio (N) e o potássio (K) são imprescindíveis para o desenvolvimento das plantas, permitindo assim, uma melhor produtividade da plantação. Os depósitos de rochas fosfatadas podem ocorrer das seguintes formas: (i) depósitos de origem magmática; (ii) depósitos de origem sedimentar; (iii) depósitos fosfáticos residuais zoógenos (tipo ilha); (iv) residuais meteóricos e (v) depósitos metamorfizados. Este trabalho de monografia final de curso resulta de um projeto maior, a nível nacional, da CPRM Serviço Geológico do Brasil, intitulado Projeto Fosfato do Brasil, que visa a ampliação das reservas brasileiras de fosfato, através da avaliação do potencial brasileiro para novos depósitos. A proposta deste trabalho é

20 19 testar técnicas de sensoriamento remoto para prospecção, com estudos de espectrorradiometria, em depósito de fosfato de origem magmatogênica. O depósito de fosfato escolhido para este estudo é o de Catalão I (Figura 01), que é de origem magmática e está associado a um complexo alcalino-carbonatítico Cretáceo, com enriquecimento residual de fosfato e espesso manto de intemperismo associado. Figura 01 - Mapa de localização do depósito de fosfato magmatogênico em estudo. A técnica de sensoriamento remoto utilizada foi o mapeamento hiperspectral aplicado a imagens multiespectrais ASTER (Advanced Spaceborne Thermal Emission and Reflection Radiometer). O trabalho envolveu: (i) a coleta de amostras de solo e rocha; (ii) estudo petrográfico das amostras de rocha do complexo alcalino-carbonatítico de Catalão I;

21 20 (iii) elaboração de uma biblioteca espectral de referência; (iv) processamento de imagens ASTER; e (v) mapeamento espectral com utilização da técnica Spectral Angle Mapper (SAM). Este estudo permitiu o mapeamento espectral de associações mineralógicas das rochas alcalino-carbonatíticas, das mineralizações de fosfato e do manto de intemperismo associados, através de uma resposta espectrorradiométrica característica. Com a aplicação deste método foi possível rastrear áreas propícias, com assinatura similar de Catalão I, para pesquisa de depósitos de rochas fosfatadas de origem magmática. 1.2 Depósitos de Fosfato Depósitos de Fosfato no Mundo As maiores reservas de fosfato no mundo estão em Marrocos e Oeste do Saara, seguido da China e dos Estados Unidos (Figura 02). A China é o maior produtor do fosfato (Figura 03), com Mt de produção de fosfato em O Brasil é o sexto maior produtor mundial de rocha fosfatada (Tabela 01), com a produção de Mt (2.189 Mt em P 2 O 5 ) e reservas de Mt (Souza & Cardoso, 2008). Os depósitos de origem magmática são responsáveis por 10 a 20% da produção mundial nos últimos dez anos. Os magmas alcalino-carbonatíticos, assim como outros tipos de magma, estão sujeitos aos processos magmáticos de diferenciação, podendo, durante a sua evolução petrogenética, sofrerem: cristalização fracionada, imiscibilidade de líquidos, mistura de magmas, desgaseificação e/ou assimilação magmática (Wooley & Church, 2005). Estes processos são de extrema importância na geração de depósitos de fosfato (Wall & Zaisov, 2004). Processos de cristalização fracionada e imiscibilidade de líquidos, respondem por boa parte dos depósitos de fosfato conhecidos, favorecendo a sua concentração. Já os processos de mistura de magmas, normalmente têm efeito de diluição, agindo no sentido contrário ao da formação de depósitos minerais. Os processos de assimilação crustal são mais dificilmente detectáveis e, aparentemente, possuem uma ação menos significativa na geração de depósitos de fosfato. Já a desgaseificação e o metassomatismo, vão ser agentes importantes na formação de depósitos minerais de ETR, barita e fluorita.

22 21 No caso da cristalização fracionada, magmas alcalinos silicáticos ricos em CO 2 podem produzir cumulados ultramáficos e máficos (como dunito, piroxenitos alcalinos, bebedouritos, ijolitos) com resíduos ricos em carbonato e magmas carbonatíticos e foscoríticos podem produzir cumulados ricos em olivina, magnetita, apatita, e cumulados de flotação de carbonato. Neste processo a apatita mais densa que o líquido vai precipitar e formar camadas cumuláticas associadas com outros minerais como piroxênio, flogopita, perovskita e magnetita. É importante ressaltar que a apatita é um mineral que cristaliza desde antes da olivina até o último instante da câmara magmática e a sua cristalização vai depender do momento da saturação em P. Como exemplos deste processo são citados os: (i) depósitos de fosfato de Kibina, que é formado por um nível apatítico, cristalizado acima de uma camada de ijolito (nefelina+olivina) e (ii) o depósito visitado de Tapira, durante o campo do Projeto Fosfato do Brasil. No caso da imiscibilidade de líquidos, ocorre a separação de dois líquidos: um magma silicático, composicionalmente caracterizado por Nb, Ta, Al,Ti e SiO 2, e um magma carbonatítico, caracterizado pela presença de Ca, Ba, Sr, Mg, Na e K. O magma carbonatítico, por sua vez, pode também se separar num líquido carbonatítico, enriquecido em Ca, Ba, Sr, ETR, Y, e em outro fosfático, enriquecido em P, Nb, Na, Al, K, Si, Ti, Fe, Mg, Mn, Sc, V, Zn, Ga, Zr, Ta e Th. Por estes processos magmas carbonatíticos e foscoríticos anomalamente enriquecidos em P, Nb, ETR podem ser gerados (Solovova et al., 2005). Estes são os casos em que ocorrem os maiores potenciais para mineralizações de fosfato (apesar de existirem exceções, como o depósito de Kibina). O depósito de Catalão I é um exemplo de processo de imiscibilidade de líquidos. Figura 02 - Reserva mundial de rocha fosfatada em 2007, dados do Sumário Anual 2008 do DNPM (Souza & Cardoso, 2008).

23 22 Figura 03 - Produção mundial de rocha fosfatada em 2007, dados do Sumário Anual 2008 do DNPM (Souza & Cardoso, 2008). Tabela 01 - Reserva e Produção mundial de rocha fosfatada, dados do Sumário Anual 2008 do DNPM (Souza & Cardoso, 2008). Discriminação Produção (10 3 t) Reservas (10 3 t P 2 O 5 ) Países China Estados Unidos Marrocos e Oeste do Saara Rússia Tunísia Brasil Jordânia Síria Israel África do Sul Egito Outros Países Total

24 23 A figura 04 apresenta a distribuição espacial dos principais depósitos de fosfato no mundo. Depósitos Magmáticos Depósitos Sedimentares Depósitos Tipo Ilha Depósitos Meteóricos Depósitos Metamórficos Figura 04 - Distribuição espacial dos principais depósitos de fosfato no mundo (modificado de Amaral, 1997) Depósitos de Fosfato no Brasil As reservas de fosfato do Brasil estão principalmente concentradas nos estados de Minas Gerais, Goiás e São Paulo (Figura 05). Contudo, apesar da produção de rocha fosfatada ter crescido 5,1 % de 2007 para 2008 o país ainda não produz o necessário para suprir a sua demanda. Cerca de 80% da produção nacional de fosfato está relacionada a exploração de depósitos magmatogênicos, associados a corpos alcalino-carbonatíticos, com destaque para os depósitos do Mesozóico (Cretáceo) distribuídos ao longo do lineamento Az 125 e relacionados ao impacto das plumas mantélicas de Trindade e Tristão da Cunha (Bizzi & Vidotti, 2003).

25 24 Figura 05 - Reservas de fosfato do Brasil em 2007 (Souza & Cardoso, 2008). A figura 06 apresenta os principais depósitos e indícios de fosfato magmatogênicos do Brasil. Os depósitos de Catalão I (Goiás), Araxá (Minas Gerais), Tapira (Minas Gerais) e Jacupiranga (São Paulo), são os principais depósitos magmáticos em explotação no Brasil e correspondem pela maior parte da produção nacional de fosfato. Ressalta-se que os depósitos citados acima são de idade Mesozóica e posicionam-se no ranking mundial juntamente com os principais depósitos do mundo (Tabela 02).

26 25 Figura 06 - Mapa com os principais depósitos e indícios de fosfato no Brasil (modificado de Amaral, 1997). Tabela 02 - Comparação de alguns depósitos de fosfato no Brasil e no mundo (Brod, 2008). Localização Tamanho (Mt) Teor (%) P 2 O 5 contido (Mt) Khibina Península de Kola (Mt(Mt(Mt) 600 Tapira Alto Paranaíba Kovdor Península de Kola Catalão I Alto Paranaíba Palabora África do Sul Araxá Alto Paranaíba Siilinjarvi Finlândia? 4 19 Sukulu Uganda Jacupiranga São Paulo

27 Objetivos Objetivo Geral O objetivo maior deste trabalho é a realização de estudos espectrorradiométricos em depósitos de fosfato de origem magmática, no intuito de verificar a aplicabilidade da técnica de mapeamento espectral para identificação e delimitação desta tipologia de depósito de fosfato. Para isso utilizou-se técnicas de mapeamento hiperespectral associado a imagem multiespectral, através do processamento de imagens ASTER Objetivos Específicos O trabalho tem como objetivos específicos: (i) Obter dados espectrais que permitam elaborar uma biblioteca espectral para o depósito de Catalão I. (ii) Avaliar as paragêneses minerais associadas ao complexo alcalinocarbonatítico de Catalão I e ao manto de intemperismo associado. (iii) Realizar o mapeamento espectral das associações mineralógicas definidas para Catalão I, através da aplicação da biblioteca espectral. 1.4 Justificativa Apesar do Brasil ser considerado um dos maiores produtores mundiais de alimentos, a população do Brasil, hoje com aproximadamente 200 milhões de habitantes (IBGE, 2007), vem crescendo rapidamente. Com isso, se faz necessário aumentar a produção de alimentos buscando maior produtividade das lavouras. Sabendo-se que o fosfato é o principal componente dos fertilizantes e o elemento fósforo não tem substituto na agricultura, a justificativa desta pesquisa é o auxilio nos estudos para diminuir esta dependência, já que a atual produção de fosfato não atende a demanda interna, justificando assim o interesse no fosfato.

28 27 A espectrorradiometria utilizando imagens multiespectrais ASTER já vem sendo utilizada como uma ferramenta no auxílio da prospecção mineral. No entanto, estudos espectrorradiométricos visando a caracterização de depósitos de fosfato magmatogênico ainda não foram realizados. Este trabalho final de graduação vem testar esta técnica no depósito de rochas fosfatadas de Catalão I, de origem magmatogênica.

29 28 Capitulo 2 Referencial Teórico 2.1 Introdução Segundo Novo (1989) o sensoriamento remoto é a tecnologia que permite através da utilização de sensores, a aquisição de informações sobre objetos ou fenômenos sem haver contato direto entre eles. Esses sensores captam a energia proveniente do objeto, convertem em sinal passível de ser utilizado como informações. Essas informações podem ter a forma de gráficos, tabelas ou imagens (Florenzano, 2007). Os sensores estão acoplados aos satélites que ficam na orbita do planeta Terra. A energia captada pelos sensores remotos é a radiação eletromagnética. Todo corpo na superfície terrestre pode emitir, refletir, absorver ou transmitir essa energia, isso é feito em um comprimento de onda específico. Sendo assim cada objeto na superfície terrestre tem uma assinatura espectral, o que permite a sua identificação. A resposta dessa energia é dada sob a forma de energia refletida ou absorvida e pode ser representada sob a forma de curva, onde é possível identificar os comprimentos de onda que caracterizam as zonas de absorção ou reflexão dos diferentes materiais, tais como: vegetação, solo, água, rochas e espécies minerais (Figura 07). O estudo dessas assinaturas espectrais é complicado pelo fato das rochas e dos solos serem compostos por uma mistura de minerais. Outros fatores são: a interferência da atmosfera nos dados espectrais e a resolução espacial das imagens, ou seja, o quanto se enxerga na imagem.

30 29 Figura 07 - Curvas espectrais de diferentes materiais, modificado de Florenzano (2007). 2.2 Radiação Eletromagnética (REM) Todo objeto que esteja a uma temperatura acima de 0 K absorve ou emite radiação eletromagnética (Novo, 1989). A principal fonte de energia eletromagnética é o sol. A radiação eletromagnética se propaga através de ondas eletromagnéticas, que são formadas a partir da interação do campo magnético e campo elétrico (Hewitt, 2002). Esses campos são perpendiculares entre si (Figura 08) e se regeneram mantendo-se em equilíbrio enquanto transportam a energia através do espaço (Hewitt, op. cit.). Essas ondas eletromagnéticas quando classificadas baseada na freqüência, que representa a quantidade de vezes que a onda se repete por unidade de tempo, gerada uma feição chamada de espectro eletromagnético (Figura 09), podem também ser classificadas segundo o comprimento de onda que é inversamente proporcional a frequência. Os sensores óticos captam a faixa do espectro eletromagnético na faixa do VIS (visível - que vai do comprimento de onda 0,38 a 0,78 µm), do NIR (infravermelho próximo - de 0,78 a 1,5 µm), do SWIR (infravermelho de ondas curtas - de 1,5 a 3,0 µm), do MWIR (infravermelho médio - de 3,0 a 5,0 µm) e do TIR (infravermelho termal de 5,0 a 14,0 µm).

31 30 Figura 08 Interação perpendicular entre o campo elétrico e campo magnético, gerando a propagação da onda eletromagnética (Hewitt, 2007). Figura 09 - Regiões do espectro eletromagnético segundo o comprimento de ondas, com destaque na região do visível (Crosta & Souza Filho, 1997). Os trabalhos desenvolvidos tiveram como foco a faixa do espectro dos principais materiais geológicos com destaque para os comprimentos de onda do SWIR.

32 Sensores Os sensores podem ser classificados em relação a fonte de energia, podendo ser ativos ou passivos. Os ativos são os que geram sua própria energia, medem a energia da região do espectro das microondas e dão características físicas dos materiais sobre a superfície, exemplos: JERS (Japanese Earth Resources Satellite), RADAM (Radar na Amazônia), RADARSAT, SAREX (Shuttle Amateur Radio Experiment). Os passivos não geram sua própria energia, precisando de uma fonte de energia externa, medem a energia do espectro do visível ao termal, dando informações sobre a composição química dos materiais. Outra classificação é em relação ao produto gerado por eles, podem ser imageadores e não-imageadores. Os imageadores geram o produto em forma de imagens, exemplos: ASTER, MSS, SPOT, TM. Os não-imageadores geram o produto em forma de gráficos e dados digitais diversos, exemplos: espectrorradiômetros e radiômetros (Perrotta, 2009). Neste estudo estamos trabalhando com sensor ASTER e espectrorradiômetros. O sensor ASTER é um sensor ótico passivo que está acoplado ao satélite TERRA. Os sensores óticos passivos captam a energia (radiação eletromagnética) refletida pela interação da matéria da superfície terrestre com a luz emitida pelo sol (Figura 10). A captação da energia eletromagnética dos objetos na superfície terrestre sofre influência da atmosfera, que interfere na sua captação, por causa de sua composição gasosa e de partículas em suspensão o que ocasiona o espalhamento dessa energia. Para corrigir essa interferência é feito à correção atmosférica nas imagens de satélite. O sensor ASTER capta 14 (quatorze) bandas (Tabela 03) na região do espectro eletromagnético do visível/infravermelho próximo (VNIR), infravermelho de ondas curtas (SWIR) e infravermelho termal (TIR). Bandas são canais que o sensor capta com comprimentos de ondas específicos.

33 32 Figura 10 - Esquema da interação da energia eletromagnética emitida pelo sol e a matéria, sendo captada pelo satélite (Perrotta, 2009). Tabela 03 Bandas do sensor ASTER (ENGESAT, 2009). Bandas do sensor ASTER Comprimento de Onda (µm) Espectro Resolução Espacial (m) (ENGESAT, VNIR VNIR 15 3N VNIR 15 3B VNIR SWIR SWIR SWIR SWIR SWIR SWIR TIR TIR TIR TIR TIR 90

34 Resolução dos Dados As imagens digitais são constituídas por pixels. Se pensarmos numa imagem como um grid com colunas e linhas, o pixel seria a menor cela deste grid. Cada uma desta cela possui um nível de cinza ou número digital (DN), ou ainda radiância, que é a intensidade média da energia eletromagnética (refletida ou emitida) por unidade de área representada num pixel. Sendo assim, o pixel registra a intensidade da energia eletromagnética da mistura dos objetos que estão na área da superfície representada por ele. A resolução de uma imagem no sensoriamento remoto é dividida em três parâmetros: espacial, espectral e radiométrico (Crósta, 1992). A resolução espacial como já foi citado anteriormente é o quanto se pode enxergar na imagem. Esta resolução é definida pelo IFOV, que é o campo instantâneo de visada, ou seja, é o tamanho da área na superfície que representada por um pixel (Tabela 03), quanto menor essa área representada por um pixel maior a resolução da imagem. A resolução espectral é a quantidade de bandas que um sensor capta e a largura de comprimento de onda coberto por cada banda, quanto mais banda tiver o sensor e menor for a largura do comprimento de onda, maior será a resolução da imagem. A resolução radiométrica é a quantidade número de níveis digitais, quanto maior números de níveis digitais, maior a resolução. As imagens de satélite podem ser: (i) pancromáticas, são as que possuem um longo comprimento de onda; (ii) multiespectral, são as que possuem vários comprimentos de ondas; e (iii) hiperespectral possuem centenas de comprimentos de ondas estreitos (Figura 11). As imagens do sensor ASTER são multiespectrais, essas imagens têm limitações no desenvolvimento de trabalhos dos materiais em estudo. Essas limitações são devido a resolução espectral, pois possui 14 bandas e suas faixas não são estreitas. As imagens hiperspectrais têm centenas de bandas estreitas com uma cobertura de espectro eletromagnético quase contínuo e respondem melhor ao mapeamento com base em espectrorradiometria.

35 34 Figura 11 - Tipos de imagens de satélite (Perrotta, 2009). 2.5 Espectrorradiometria As medidas espectrais são obtidas com um aparelho chamado espectrorradiômetro. Este aparelho mede a reflectância dos materiais, que é a razão entre a energia refletida e a energia incidente. O espectrorradiômetro de laboratório, utilizado neste estudo, constitui um aparelho com um feixe que incide uma energia em forma de luz sobre a rocha e outro aparelho que capta a intensidade da energia refletida pela amostra (Fotografia 01). A energia refletida pela amostra é processada pelo computador e a resposta é dada em curvas de reflectância em relação ao comprimento de onda. Neste trabalho as medidas foram realizadas no espectrorradiômetro modelo FIELDSPEC, gentilmente cedido pelo laboratório de Espectrorradiometria da UNICAMP, pelo professor Carlos Roberto de Souza Filho.

36 Fotografia 01 - Medida espectral em uma amostra de rocha com o espectrorradiômetro. 35

37 36 Capitulo 3 Materiais e Métodos 3.1 Introdução Visando alcançar os objetivos propostos no trabalho foram seguidas várias etapas: (i) levantamento bibliográfico sobre o tema do trabalho; (ii) análise petrográfica; (iii) análise espectral com a finalidade de gerar uma biblioteca espectral; e (iv) processamento digital de imagens (PDI). A figura 12 apresenta o fluxograma destas etapas diversas. Nas análises espectrais e processamento digital das imagens (PDI) foram empregados os métodos de Ducart et al. (2005) e Crósta et al. (2003). Figura 12 - Fluxograma metodológico

38 Levantamentos Bibliográficos Depois da definição do tema do TFG esta foi a primeira etapa. Foram realizados levantamentos bibliográficos publicações de livros, teses e artigos relacionados aos depósitos de fosfato e ao estudo da espectrorradiometria. 3.3 Obtenção das Amostras e Estudos Petrográficos As amostras utilizadas para confecção das lâminas foram coletadas durante o campo do Projeto Fosfato do Brasil. No total foram coletadas 20 amostras do depósito de Catalão I, em 16 dessas amostras foram feitas medidas espectrorradiométricas e em 06 delas foram confeccionadas lâminas delgadas. As lâminas foram confeccionadas pela CPRM- Serviço Geológico do Brasil. Essas lâminas foram descritas para caracterização litológica, textural, mineralógica e modal do depósito estudado. As fichas de observações petrográficas estão em anexo. 3.4 Análises Espectrais Medidas Espectrais Nesta fase foram realizadas medidas espectrorradiométricas em laboratório, das 16 amostras coletadas no campo do Projeto Fosfato do Brasil, cedidas para este estudo. As análises espectrais foram realizadas no Laboratório de Espectrometria de Reflectância (LER) do Instituto de Geociências da UNICAMP pela própria graduanda Nivia Pina de Souza, utilizando o espectrômetro FIELDSPEC (Fotografia 02). O primeiro passo foi calibrar o equipamento, o que foi feito com um padrão (disco branco) para medir a máxima reflectância (Fotografia 03). As amostras foram separadas e identificadas sobre a mesa (Fotografia 04).

39 38 Fotografia 02 - Espectrorradiômetro FIELDSPEC do Laboratório de Espectrometria de Reflectância (LER) do Instituto de Geociências da UNICAMP. Fotografia 03 - Padrão utilizado para calibrar o espectrorradiômetro.

40 39 Fotografia 04 - Amostras de rochas identificadas. Com o aparelho devidamente calibrado, iniciaram-se as medidas nas amostras. Essas medidas foram obtidas da seguinte forma: o aparelho de fonte de energia emite uma luz branca sobre a rocha e o aparelho de sensor de captura de energia capta a intensidade de luz refletida pela rocha, esses dados foram processados pelo computador convertendo em curvas espectrais (Fotografia 05) de cada amostra. Foram realizadas 85 medidas espectrais em 15 amostras de rocha (frescas e alteradas) e 01 amostra de solo. Utilizando o software ASD ViewSpec é feita a remoção do contínuo que normaliza espectros de reflectância em 1,0 das medidas obtidas no laboratório. Foram realizadas em média 5 medidas por amostras.

41 40 Fotografia 05 - Curva espectral gerada pelo espectrorradiômetro. No eixo das abscissas são representados os valores de comprimento de ondas e no eixo das ordenadas são representados os valores de reflectância Biblioteca Espectral A montagem da biblioteca espectral foi feita no software ENVI 4.4. Onde foram comparadas as bibliotecas das curvas espectrais obtidas em laboratórios com a biblioteca existente (padrão) do USGS - United States Geological Survey (Figura 13). Figura 13 Exemplo de biblioteca espectral padrão do USGS.

42 41 A biblioteca espectral foi analisada para se ter um entendimento das paragêneses das rochas analisadas e os picos de absorção característicos. 3.5 Processamento Digital de Imagens (PDI) Para se trabalhar com imagem de satélite ASTER foi necessário um tratamento nelas antes do início dos trabalhos propriamente dito. Por isso essa etapa foi divida em duas partes: pré-processamento e processamento. A cena da imagem ASTER utilizada para a realização da modelagem foi a AST_L1B_ _ _4836 da NASA (National Aeronautics and Space Administration), cedida para este trabalho pelo professor Carlos Roberto de Souza Filho Pré-processamento Na fase de pré-processamento foram feitas correções de cross-talk e atmosférica. A correção de cross-talk é utilizada para reduzir o efeito nas bandas do SWIR causado pela dispersão da incidência da luz no detector da banda 4, esta correção foi realizada com o software CrossTalk3. A correção atmosférica (FLAASH - Fast Line-of-sight Atmospheric Analysis of Spectral Hypercubes) é necessária para eliminar a interferência da atmosfera na imagem, pois quando a luz é refletida pelos objetos na superfície terrestre sofre um espalhamento devido aos gases da atmosfera e as partículas em suspensão. Esse espalhamento compromete os resultados da imagem Processamento Na fase de processamentos foram feitos tratamentos nas imagens para rastrear os pixels com as mesmas respostas espectrais das medidas obtidas em laboratório. A técnica utilizada para o rastreamento do pixel de interesse é a SAM - Spectral Angle Mapper (Kruse et al., 1993). Esta técnica envolve aplicação de um algoritimo que mede a similaridade entre o pixel e um ou mais espectros de referência (Figura 14), através do calculo dos ângulos entre eles (Crósta et al., 2003). A técnica é utilizada no software ENVI.

43 42 Figura 14 - Relação entre o espectro medido de cada pixel, para as bandas existentes, e um dado espectro nas medidas efetuadas com técnica SAM. Os dois vetores são ligados a origem de uma feição num espaço n-dimensional. O ângulo espectral representa a relação entre dois vetores descritos (Crósta et al., 2003).

44 43 Capitulo 4 Geologia 4.1 Introdução O complexo de Catalão I foi descoberto por Hussak, em 1894, mas estudos no corpo só foram iniciados em 1966 pelo DNPM com o Projeto Nióbio, Fosfato e Titânio, visando uma avaliação preliminar da potencialidade mineral dos corpos ultramáfico-alcalinos da região do Alto do Paranaíba (Carvalho & Bressan, 1997). A primeira emprese a explorar a mina de fosfato em Catalão I foi a Fosfato de Goiás S/A FOSFAGO, atualmente a mina está sendo explorada pela FOSFERTIL, com uma reserva lavrável em torno de 195 milhões de toneladas com teor médio de 9% de P 2 O 5 apatítico (FOSFERTIL, 2009). O complexo alcalino-carbonatítico de Catalão I, está localizado na Província Alcalina do Alto do Paranaíba. Este complexo constitui uma estrutura dômica, composta por rochas ultramáfica serpentinizadas e flogopitizadas cortadas por veios de carbonatitos de várias dimensões. 4.2 Província Ígnea do Alto do Paranaíba Várias Províncias Alcalinas circundam a Bacia do Paraná e estão associadas a uma intensa atividade magmática que ocorreu na porção central a sul do Brasil e no leste do Paraguai. A formação dos basaltos de platô da Formação Serra Geral da Bacia do Paraná e das Províncias Alcalinas vizinhas é atribuída por diversos autores, à influência térmica ou química de plumas mantélicas de Trindade e Tristão da Cunha (Bizzi & Vidotti, 2003).

45 44 As Províncias Alcalinas de Goiás, de Poxoréu e do Alto do Paranaíba ocorrem na porção norte da Bacia do Paraná e são do Neocretáceo (Figura 15). Já as províncias a leste e oeste da Bacia do Paraná, incluindo as Províncias Alcalinas Paraguai Oriental, Serra do Mar e Ponta Grossa, possuem idade variada, sendo em sua maior parte do Eocretáceo (Brod et al., 2004). O complexo alcalino estudado situa-se na Província Alcalina do Alto Paranaíba. A classificação de Província Alcalina do Alto Paranaíba foi dada por Gibson et al. (1995) para uma associação de rochas kamafugíticas, kimberlíticas e carbonatíticas, situada entre os limites dos Estados de Goiás e Minas Gerais. Nesta Província ocorrem intrusões ultramáficas-carbonatíticas de dimensões relativamente grandes (até 65km 2 ). Nela estão inseridos os complexos de Catalão I e II, no sul de Goiás, Serra Negra, Salitre I, II e III, Araxá e Tapira, no oeste de Minas Gerais. Estes complexos estão encaixados em rochas metamórficas neoproterozóicas dos domínios interno e externo da Faixa Brasília. Figura 15 - Mapa de localização das províncias alcalinas na Bacia do Paraná. As rochas representadas por círculos vazados são do Eocretáceo e as representadas por círculos preenchidos representam rochas de Neocretáceo (com exceção da Província Serra do Mar que é do Neocretáceo ao Eoceno). Mapa de Brod et al.(2004) adaptado de Gibson et al. (1995).

46 45 A estrutura dômica do complexo tem cerca de 5,2 km 2. A colocação deste complexo, como também dos complexos de Tapira, Araxá, Serra Negra e Salitre é controlada pelo lineamento Az 125 (Figura 16). O magmatismo alcalino gerado na Província do Alto Paranaíba é de afinidade kamafugítica (Brod et al. 2004) e alguns autores que estudaram a área defendem que esse magmatismo está relacionado com o impacto da pluma de Trindade (Gibson et al., 1997; Thompson et al., 1998; Brod et al., 2004). Em todos estes complexos o intemperismo tropical teve uma forte atuação. Este processo, juntamente com padrões de drenagem centrípeta a partir de encaixantes mais resistentes, permitiu o desenvolvimento de uma cobertura de solo muito espessa (Mariano & Marchetto, 1991). Figura 16 - Imagem aerogeofísica do sinal analítico na Província Ígnea do Alto Paranaíba com destaque para o lineamento Az 125º e as intrusões carbonatíticas (em vermelho), Ribeiro (2008).

47 46 A figura 17 apresenta os complexos Alcalino-carbonatíticos de Catalão I e II encaixados no Grupo Araxá. Figura 17 - Mapa Geológico Regional (CPRM, 2004).

48 Complexo Alcalino-Carbonatítico de Catalão I O complexo de Catalão I é uma estrutura dômica com cerca de 5,2km 2 de diâmetro, composta por dunito, clinopiroxenito, bebedourito, carbonatito, foscorito (Fotografia 06) e flogopititos metassomáticos (Brod et al., 2004). Os carbonatitos localizam-se na porção mais central do corpo e os foscoritos e flogopititos nas porções mais externas (Figura 18). No corpo os flogopititos se localizam na borda e os foscoritos e carbonatitos são mais centrais. Segundo Brod et al. (2004) a predominância do flogopititos comprova o intenso metassomatismo que afetou as rochas ultramáficas primárias. Neste complexo ocorrem depósitos de fosfato, titânio, nióbio, ETR e vermiculita, mas atualmente o depósito é minerado em fosfato e nióbio. A explotação do fosfato é feita a céu aberto (Fotografia 07), tendo como foco o minério intemperizado. Fotografia 06 - Foscorito cortado por veios de carbonatitos. Autoria: Maisa Abram.

49 48 Figura 18 Mapa geológico do Complexo Catalão I, Ribeiro (2004) apud Brod et. al. (2004). Fotografia 07- Vista da mina a céu aberto de Catalão I. Autoria: Maisa Abram.

50 49 Segundo Ribeiro (2008) a evolução magmática ocorreu em três fases. A primeira fase originou a série bebedourítica, onde a imiscibilidade de um magma primitivo silico carbonatado gerou um líquido silicático, que por processos de diferenciação formou os dunitos, piroxenitos e veios carbonáticos. Na segunda fase da evolução ocorreu outro processo de imiscibilidade, agora líquido carbonatítico, que se repartiu em dois líquidos, foscorítico e carbonatítico, onde o foscorito inicialmente é rico em olivina e evoluiu formando cumulados de apatita. Na terceira fase ouve divisão do membro carbonatítico num segundo sub-trajeto foscorítico e outro carbonatítico. O segundo foscorito não tem olivina, mas é rico em pirocloro e magnetita. Ainda segundo o mesmo autor (op. cit.) o protólito da mineralização de fosfato foram os piroxenitos tardios da série bebedourítica e os foscoritos da série foscoritica. As rochas do complexo de Catalão I sofreram um intenso processo de intemperismo principalmente a partir do Terciário (Carvalho & Bressan, 1997), ocasionando um espesso manto de alteração (Fotografia 08). O perfil de intemperismo foi redefinido por Oliveira & Imbernon (1998) em cinco níveis: capeamento, saprólito aloterítico, saprólito isalterítico, rocha alterada e rocha fresca (Figura 19). Cada nível desse perfil apresenta minerais característicos, podendo-se diferenciar perfis de alteração associados aos foscoritos e perfis associados aos flogopititos. A tabela 04 mostra os minerais que constituem cada nível, proveniente das rochas de flogopititos e foscorito. O desenvolvimento do manto de intemperismo é de extrema importância para a concentração econômica de fósforo, titânio, TR, nióbio e vermiculita. A apatita normalmente é um resistato e concentra-se residualmente com o intemperismo. Na mina de Catalão, o fator de enriquecimento em P 2 O 5, em relação ao minério primário, chega a até 4 vezes na zona oxidada. Entretanto, quando o grau de intemperismo é elevado, a apatita é solubilizada, sendo possível a formação de fosfatos secundários, como por exemplo, os da série crandalita goyazita gorceixita. Estes fosfatos secundários, não são lavrados na mina, sendo considerados como zona de estéril. Existe uma relação interessante que é a razão CaO/P 2 O 5 que deve ser em torno de 1,3, na zona em que o P 2 O 5 existe sob a forma de apatita. Quando esta relação varia de 0,8 a 1,6 é considerada como uma relação favorável para lavra, normalmente presente na zona do oxidado. Abaixo de 0,8 estão

51 50 presentes os fosfatos secundários (zonas mais lavada) e acima de 1,6, ocorre a rocha pouco alterada (zona menos enriquecida residualmente). Fotografia 08 - Manto de intemperismo da mina de Catalão I. Autoria: Maisa Abram. Figura 19 - Perfil de intemperismo de Catalão I proposto por Oliveira & Imbernon (1998).

52 51 Tabela 04 - Alterações do flogopitito e do foscorito de acordo com o nível no perfil de intemperismo (Brod, 2008). Posição no perfil Foscorito Flogopitito Capeamento (estéril) Gibbsita, goethita, caolinita, quartzo Gibbsita, goethita, caolinita, quartzo Saprólito aloterítico (estéril) Fosfato secundário, argilas, goethita, anatásio Fosfato secundário, argilas, goethita, anatásio Saprolito Isalterítico (porção superior) Apatita, goethita, quartzo/silexito, argilas Argilas, goethita, apatita, quartzo/silexito, anatásio Saprolito Isalteritico (porção intermediária) Apatita, goethita, magnetita, quartzo/silexito, vermiculita Vermiculita, argilas, goethita, apatita, magnetita, anatásio Saprolito Isalterítico (porção inferior) Rocha alterada Rocha fresca Apatita, magnetita, vermiculita/flogopita, goethita Apatita, magnetita, flogopita/vermiculita, serpentina, carbonato Apatita, magnetita, olivina/flogopita, carbonato Flogopita/vermiculita, argilas, goethita, apatita, magnetita, anatásio Flogopita/vermiculita, magnetita, apatita, carbonato, peroviskita Flogopita, magnetita, apatita, carbonato, peroviskita Em trabalhos anteriores foram reconhecidas três séries no complexo Catalão I, são elas: bebedourítica, foscorítica e carbonatítica. A série bebedourítica é caracterizada pela composição de clinopiroxênio, magnetita, apatita, olivina, flogopita e peroviskita. A série foscorítica é caracterizada pela presença de apatita, magnetita e olivina. A série carbonatítica é caracterizada por rochas com mais de 50% de carbonato na sua composição. Durante o campo do Projeto Fosfato do Brasil foram visitados cinco pontos da mina de Catalão I (Figura 20). Nesses pontos foram descritos os carbonatitos, flogopititos, foscoritos, perfil de intemperismo e o solo superficial. Foram coletadas 20 amostras (Tabela 05).

53 52 Figura 20 - Pontos onde foram coletadas as amostras, no fundo está a imagem ASTER composição R6 G3 B2, da área da mina de Catalão I. Tabela 05 - Lista de amostra referenciando ao ponto de coleta. Pontos Pt01 Pt02 Pt03 Pt04 Pt05 Amostras MA01, MA01A, MA1B, MA01C, CB06, CB06A, CB07 MA02A, MA02B, CB04 MA03, MA03A MA04, CB02, CB02A, CB02B, CB02C, CB02D MA05, CB05

54 Caracterização Petrográfica dos Tipos Litológicos do Depósito Carbonatitos Macroscopicamente, os carbonatitos apresentam coloração variando do branco ao cinza claro (Figura 21A), textura granular, granulometria média, e são constituídos essencialmente por carbonato (calcita e dolomita), com quantidades subordinadas flogopita e minerais opacos, que provavelmente é a magnetita. Localmente, estão em contato com um flogopitito de coloração marrom avermelhada, onde finos veios de carbonatito cortam ambas as litologias (Figura 21B). Microscopicamente, os carbonatitos são rochas com textura fanerítica, inequigranular, granulometria média a grossa, com cristais subédricos a anédricos e que apresentam contato entre grãos côncavo-convexo. Além do carbonato, flogopita e minerais opacos é possível identificar a apatita e a tetra-ferriflogopita (Figura 21C), minerais acessórios diagnósticos de complexos alcalinos-carbonatíticos. No contato entre o carbonatito e o flogopitito (Figura 21D) se desenvolve a tetraferriflogopita, onde a flogopita perde Al e se altera para tetra-ferriflogopita. Para uma identificação rápida e fácil desses minerais, ao colocar a flogopita com a clivagem perpendicular ao polarizador do microscópio ela exibe a cor mais clara, pois está em posição de menor absorção e quando colocada em posição paralela ao polarizador exibe cor mais escura, pois está em posição de maior absorção. Na tetra-ferriflogopita essa relação é inversa (Figura 21E e F) Olivina Carbonato Flogopitito Rocha de coloração cinza, textura inequigranular com pórfiros de olivina serpentinizadas (Figura 22A), carbonato, flogopita e minerais opacos (provavelmente magnetita). Apresenta alguns veios e amídalas preenchidas com carbonato (Figura 22B). Quando alterado apresenta a cor marrom avermelhado, sendo constituído predominantemente por flogopita, minerais opaco (óxido de ferro) e apatita (Figura 22C), não é visível a olho nu, mas sua presença é comprovada pelo teste com molibidato de amônia (Figura 22D).

55 54 A B C D E F Figura 21 - A - Carbonatito de coloração branca a cinza clara, de textura granular média (Amostra CB02). B - Contato entre o carbonatito e o flogopitito, mostrando os veios de carbonatito cortando o flogopitito (Amostra CB02A). C Fotomicrografia do carbonatito de textura fanerítica, inequigranular, mostrando carbonato, apatita e cristal de flogopita com a tetra-ferriflogopita nas bordas (Amostra CB02. Obj.= 10x, Nx). D Fotomicrografia da zona de contato entre carbonatito e o flogopitito, mostrando a presença a tetra-ferriflogopita (Amostra CB02A. Obj.= 10x, Nx). E - Fotomicrografia do cristal de flogopita com tetra-ferriflogopita nas bordas, com a clivagem da flogopita perpendicular ao polarizador apresenta direção de menor absorção, o inverso ocorre com a tetra-ferriflogopita (Amostra CB02A, Obj.= 40x,LP). F Mesmo campo de visão da fotografia E com a clivagem da flogopita paralela ao polarizador apresenta direção de maior absorção (Amostra CB02A, Obj.= 40x,LP).

56 55 Microscopicamente, o flogopitito uma rocha de textura inequigranular, porfirítica, intensamente metassomatizada, constituída principalmente por flogopita, tetra-ferriflogopita, carbonatos, olivina e minerais opacos, provavelmente magnetita (Figura 23A), com quantidades subordinadas de apatita e barita. Um aspecto textural marcante nesta rocha é a presença de pseudomorfos ovalados a arredondados formados por flogopita, carbonato e óxidos. Na maioria destes pseudomorfos, os óxidos ocorrem na forma de gotículas delineando o contorno dos cristais originais e como concentrações pulverulentas no centro destes (Figura 23B). Em algumas amostras foram identificados cristais reliquiares de olivina como mineral original dos pseudomorfos, que ocorrem tanto em pequenos cristais com menos de 0,2 mm como em cristais com mais de 1 cm (Figura 23C). Quando é possível identificar a olivina, ela está alterada para talco e serpentina e está bordejada por flogopita microgranular (Figura 23D). Ocasionalmente observa-se carbonato associado aos demais minerais da alteração da olivina. A flogopita ocorre como cristais euédricos a subédricos, provavelmente primários, geralmente desenvolvendo tetra-ferriflogopita nas bordas, e também microcristalina associada aos pseudomorfos (Figura 23B). O carbonato predominantemente intersticial e, de forma subordinada, como finas vênulas e pequenos bolsões associados à barita. Os minerais opacos, além de associados aos pseudomorfos nas formas acima descritas, também ocorrem como pequenos cristais euédricos a subédricos dispersos pela rocha e como manchas irregulares disseminadas por toda a rocha. Na amostra CB04 o flogopitito está bastante alterado, mas ainda é possível perceber a presença de óxido de ferro (provavelmente goethita), flogopita e a apatita (Figura 23 E e F).

57 56 A B C D Figura 22 - A Flogopitito (Amostra CB02B). B - Pórfiro de olivina serpentinizada com amídalas preenchidas por carbonato (Amostra CB02B). C - Amostra de mão alterada de flogopitito (Amostra CB04). D - Teste com molibidato de amônio com resultado positivo para presença de fosfato (Amostra CB04).

58 57 A B C D E F Figura 23 - Fotomicrografia: A- Mineral opaco com a forma característica da magnetita. B - Cristal euédrico de flogopita, possivelmente primário, com borda de tetra-ferriflogopita e pseudomorfos com óxidos na forma de gotículas delineando-o (Amostra CB02B, Obj. 10x, LP). C Cristal reliquiar de olivina com borda de reação formando flogopita microcristalina (Amostra CB02B, Obj.=2,5x, NX). D Cristais euédricos a subédricos de flogopita, provavelmente primários, com tetraferriflogopita nas bordas, e também flogopita microcristalina associada à pseudomorfos com carbonato intersticial (Amostra CB02B, Obj.=10x, LP). E - Flogopitito bastante alterado; onde se observa óxido de ferro e flogopita (Amostra CB04, Obj. 10x, LP). F Na mesma posição da E (Amostra CB04, Obj. 10x, Nx).

59 Flogopita Nelsonito Macroscopicamente é uma rocha de coloração cinza, textura inequigranular, de granulometria fina a grossa, com pórfiros de magnetita de até 5 cm e de tetraferriflogopita de até 1cm, imersos em uma matriz fina de carbonato e apatita (Figura 24A). A magnetita foi identificada em amostra de mão por sua propriedade magnética. Microscopicamente é uma rocha fanerítica fina a média, inequigranular, porfirítica, com pórfiros de magnetita e tetra-ferriflogopita (Figura 24B) e apatita variando de 2,4 a 4,5 mm. A matriz é constituída predominantemente por apatita e carbonato (Figura 24 C e D). Os pórfiros são euédricos a subédricos Foscorito (saprólito) O foscorito é uma rocha ígnea alcalina, constituída por olivina, magnetita e apatita. A amostra estudada está bastante intemperizada, vindo a constituir na verdade um saprólito, onde o protólito pode é um foscorito (Figura 25A). A rocha esta refletindo um processo de lixiviação e nos locais onde este processo e a porosidade são mais acentuados, formam-se drusas microscópicas conferindo a rocha uma textura pseudo-esferulítica, embora não tendo sido possível identificar microscopicamente os minerais que preenchem essas drusas, é comum nestes complexos o preenchimento das referidas drusas por minerais da família da crandalita, como por exemplo, a gorceixita micro a cripitocristalina (Ribeiro, 2008), com base nisto, supõe-se que a textura observada na figura 25B e C pode-se tratar desses fosfatos secundários. É possível identificar uma massa irregular de óxido de ferro (Figura 25D), provavelmente goethita, entre os grãos do fosfato secundário.

60 59 A B C D Figura 24 - A - Flogopita Nelsonito com pórfiros de minerais opaco e flogopita (Amostra CB02C). B Fotomicrografia do pórfiro de tetra-ferriflogopita (Amostra CB02C, Obj. 2,5x, LP). C Fotomicrografia do pórfiro do mineral opaco (magnetita) na matriz de carbonato e apatita (Amostra CB02C. Obj.=2,5x, Nx). D Fotomicrografia da matriz de carbonato e apatita com pórfiros de flogopita e magnetita. A flogopita está alterada possivelmente para vermiculita (Amostra CB02C. Obj.=2,5x, Nx).

61 60 A B C D Figura 25 - A - Rocha bastante alterada de foscorito (saprólito) (Amostra CB07). B Fotomicrografia do fosfato secundário com textura pseudo-esferulítica (Amostra CB07. Obj.=20x, LP). C Fotomicrografia na mesma posição da B (Amostra CB07. Obj.=20x, Nx). D Fotomicrografia de massa irregular de óxido de ferro entre os grãos do fosfato secundário (Amostra CB07. Obj.=10x, LP).

62 61 Capitulo 5 Resultados e discussões 5.1 Introdução Técnicas de mapeamento hiperespectral utilizando imagens multiespectrais ASTER, vêm sendo utilizadas com sucesso na prospecção mineral, a exemplo dos trabalhos de Silva & Abram (2008), com estudos de metalogenia de ouro na província Juruena - Teles Pires (MT), Perrota et al. (2005), com estudos em pegmatitos relacionados a mineralização de lítio, gemas e minerais industriais do vale do Jequitinhonha, Hoff et al. (2005), com estudos de argilas na Folha Iraí/Frederico e Guimarães (2005), no estudo da mineralogia associada aos depósitos minerais no Projeto Ibitiara - Rio de Contas. Neste capítulo será apresentada a discussão dos resultados obtidos do mapeamento espectral em imagem ASTER e estudos espectrorradiométricos para o depósito de fosfato magmatogênico de Catalão I. Para chegar ao resultado final deste trabalho, a primeira etapa foi caracterização da paragênese mineral das amostras coletadas do depósito. Este etapa serviu como base para entender melhor os resultados obtidos na etapa seguinte, que foi a confecção da biblioteca espectral de referência das medidas obtidas em laboratório com a biblioteca espectral do USGS. A última etapa foi o processamento digital de imagens onde foram utilizadas técnicas de correções (cross-talk e atmosférica) e de mapeamento (SAM) resultando em uma classificação espectral.

63 Resultados dos Trabalhos Biblioteca Espectral Nesta fase foi possível gerar uma biblioteca espectral de referência para as rochas associadas aos depósitos de fosfato magmatogênico de Catalão I. Esta biblioteca é composta por 85 curvas espectrais, geradas a partir das medidas feitas em 16 amostras, a saber: CB02D, CB04, CB05, CB06, CB06A, CB07, MA01, MA01A, MA1B, MA01C, MA02A, MA02B, MA03, MA03A, MA04 e MA05. As curvas medidas estão no intervalo de comprimento de onda 0,35 a 2,5 m. Nas curvas geradas nas medições das amostras pelo espectrorradiômetro é feita a correção do contínuo. A partir dessa consistência as curvas são reunidas em só um arquivo no software ENVI 4.4, gerando assim a biblioteca. De posse da biblioteca de referência, são feitas comparações com a biblioteca espectral padrão dos minerais do USGS, para melhor entendimento da resposta espectral da biblioteca de referência, onde foi possível reconhecer a paragênese mineral do depósito. Como as rochas são constituídas por um ou mais minerais, algumas vezes se faz necessário reconhecer os espectros dos minerais da biblioteca do USGS e gerar misturas desses espectros. Com a ferramenta Spectral Analist foi possível ter uma relação de espectros de minerais semelhantes de uma biblioteca específica, no caso deste trabalho a biblioteca do USGS. Nesta operação, o conhecimento prévio da paragênese dos minerais das amostras estudadas, permite avaliar os resultados obtidos. Para gerar a mistura, utilizou-se a ferramenta Spectral Math que permite estabelecer de cada mineral, conforme as paragêneses obtidas, nas amostras estudadas. A seguir serão discutidos os resultados obtidos dos espectros específicos. Os estudos nos espectros da amostra CB02D geraram dois conjuntos de curvas, os que tiveram predomínio do mineral de calcita e os da mistura de dolomita/apatita, onde se gerou picos de absorção com comprimento de onda de 2,3331 m (Figura 26).

64 63 A B C Figura 26 - Medidas espectrais da amostra CB02D: (A) comparado com o espectro da calcita do USGS; (B) comparado com a mistura de dolomita/apatita do USGS; e (C) Picos de absorção no comprimento de onda de 2,3331 m, a curva está reamostrada para imagem ASTER. Todas as curvas foram geradas com remoção de contínuo e o comprimento de onda está em unidade de m.

65 64 As análises espectrais nas amostras CB04 e CB05 confirmaram o que foi visto em campo e o que foi descrito na petrografia. Os espectros da amostra CB04 foram comparados a uma mistura gerada com os espectros da goethita e apatita (Figura 27), o que também foi observado na petrografia, onde a amostra descrita é composta por apatita, flogopita e óxido de ferro (goethita) e a mostra CB05 foi descrita em campo como um foscorito cortado por veios de carbonatito, para comparação da amostra CB05 foi gerada um mistura dos espectros de calcita, olivina, flogopita e vermiculita (Figura 28). Figura 27 - Comparação da amostra CB04 com a mistura dos espectros de goethita e apatita do USGS. As curvas foram geradas com remoção do contínuo e o comprimento de onda está em unidade de m. Figura 28 - Comparação da amostra CB05 com a mistura dos espectros de calcita, olivina, flogopita e vermiculita do USGS. As curvas foram geradas com remoção do contínuo e o comprimento de onda está em unidade de m.

66 65 As amostras CB06 e CB06A geraram três conjuntos de espectros. Na amostra CB06 o espectro da medida 151 se assemelha muito com a calcita e as demais medidas da amostra CB06 se assemelham com a mistura gerada a partira da predominância de goethita, serpentina e apatita. Na amostra CB06A foi gerada uma mistura com a predominância de calcita e apatita (Figura 29). A B C Figura 29 - Comparação das amostras CB06 e CB06A com os espectro de (A) calcita, (B) mistura de goethita com apatita e (C) da amostra CB06 com a mistura de calcita com apatita do USGS. As curvas foram geradas com remoção do contínuo e o comprimento de onda está em unidade de m.

67 66 A curva espectral da amostra CB07 como descrito na petrografia é produto da alteração de um foscorito, constituída por óxido de ferro (goethita) e fosfato secundário/aluminoso (produto desta alteração). Como a biblioteca do USGS não contempla espectros de fosfatos secundários a mistura foi gerada só com os espectros de goethita e serpentina (produto da alteração da olivina), dando com resposta uma curva aproximada (Figura 30). Figura 30 - Comparação da amostra CB07 com a mistura dos espectros de goethita com serpentina do USGS. As curvas foram geradas com remoção do contínuo e o comprimento de onda está em unidade de m. As amostras MA01, MA01A, MA1B e MA01C foram analisadas comparando os espectros da mistura de apatita/goethita (Figura 31), essa amostra foi coletada em campo de um manto de intemperismo oxidado mineralizado. As medidas espectrais nas amostras mostram dois picos de absorção no comprimento de onda em 2,2635 e 2,3964 m (Figura 32), o que não é visto na mistura gerada (só é visto a absorção em 2,3964 m). Um dos motivos pode ser pela biblioteca do USGS não contemplar todos os minerais, em especial os fosfatos aluminosos, dificultando assim a análise espectral.

68 67 Figura 31 - Comparação das amostras MA01, MA01A, MA1B e MA01C com a mistura dos espectros de goethita com apatita do USGS. As curvas foram geradas com remoção do contínuo e o comprimento de onda está em unidade de m. Figura 32 - Curvas espectrais das amostras MA01, MA01A, MA1B e MA01C reamostrada para ASTER, com dois picos de absorção no comprimento de onda em 2,2635 e 2,3964 m. As curvas foram geradas com remoção do contínuo e o comprimento de onda está em unidade de m.

69 68 As amostras MA02A e MA02B são flogopititos alterados. A composição do flogopitito desse complexo é basicamente flogopita e magnetita. Como essas rochas estão alteradas o espectrorradiômetro conseguiu medir os minerais de alterações dessas rochas que são a vermiculita (flogopita) e goethita (magnetita). A amostra MA02A foi comparada com o espectro da mistura da vermiculita/goethita (Figura 33) e a amostra MA02B comparada com o espectro da vermiculita (Figura 34). Figura 33 - Comparação da amostra MA02A com o espectro da mistura da vermiculita com goethita. As curvas foram geradas com remoção do contínuo e o comprimento de onda está em unidade de m. Figura 34 - Comparação da amostra MA02B com o espectro de vermiculita do USGS. As curvas foram geradas com remoção do contínuo e o comprimento de onda está em unidade de m.

70 69 A análise espectral nas amostras MA03 e MA03A mostraram semelhanças com as curvas espectrais da flogopita (Figura 35) e da mistura de calcita/flogopita (Figura 36). Confirmando o que foi visto em campo, onde a rocha é constituída por flogopita e vermiculita e cortada por veios de calcita. Figura 35 - Comparação das curvas espectrais da amostra MA03A com o espectro da flogopita do USGS. As curvas foram geradas com remoção do contínuo e o comprimento de onda está em unidade de m. Figura 36 - Comparação das curvas espectrais da amostra MA03 com a mistura dos espectros da flogopita com a calcita do USGS. As curvas foram geradas com remoção do contínuo e o comprimento de onda está em unidade de m.

71 70 A amostra MA04 foi coletada em uma zona de contato entre o carbonatito e o flogopitito. O espectro conseguiu marca bem essa mistura. O espectro da amostra foi comparada ao espectro da mistura de apatita/calcita/flogopita (Figura 37). Figura 37 - Comparação das curvas espectrais da amostra MA04 com o espectro da mistura de apatita, calcita e flogopita do USGS. As curvas foram geradas com remoção do contínuo e o comprimento de onda está em unidade de m. A amostra MA05 é uma amostra de solo coletada no horizonte B. Os espectros dessa amostra deram picos de absorção nos comprimentos de onda 2,2635 e 2,3964 m (Figura 38). Figura 38 - Curvas espectrais reamostrada para ASTER da amostra MA05. As curvas foram reamostradas para ASTER, geradas com remoção do contínuo e o comprimento de onda está em unidade de m.

72 71 Na maior parte das comparações entre as medidas espectrais das amostras obtidas em laboratório e a biblioteca padrão do USGS foi possível reconhecer a paragênese do depósito de Catalão I Mapeamento Espectral No mapeamento espectral realizado no trabalho foram seguidos os métodos de Ducart et al. (2005) e Crósta et al. (2003), onde são feitas correções na imagem ASTER e foi utilizada a técnica de mapeamento Spectral Angle Mapper (SAM). Os trabalhos com as imagens ASTER foram divididos em duas fases: préprocessamento e processamento. Na fase de pré-processamento foram feitas correções do efeito do cross-talk com o software CrossTalk3, essa correção é feita para reduzir o efeito nas bandas do SWIR causado pela dispersão da incidência da luz no detector da banda 4. Após esta correção foi feita reamostragem da banda do SWIR para 15m, pois para fazer os processamentos no ENVI é necessário que todas as bandas estejam com a mesma resolução. Para este trabalho foram utilizadas as bandas do VNIR e SWIR, que é onde estão os intervalos dos espectros de interesse para o material estudado (minerais) no projeto, as bandas foram unidas num arquivo para facilitar o processamento. Outra correção feita foi a atmosférica, que consiste na correção da interferência causada pela mesma, por causa da sua composição gasosa e das partículas em suspensão (Figura 39). Esta correção foi feita utilizando ferramenta FLAASH (Figura 40) do software ENVI 4.4, onde são preenchidas algumas informações como data e hora da aquisição da imagem pelo satélite, tipo de sensor, coordenada do ponto central da imagem entre outros dados. Finalizando assim os trabalhos da parte de pré-processamento.

73 72 A B Figura 39 - Comparação entre as imagens ASTER (A) sem correção atmosférica e (B) com correção atmosférica. A imagem está na composição R6G4B2. Figura 40 - Janela da ferramenta de correção atmosférica FLAASH (Fast Line-of-sight Atmospheric Analysis of Spectral Hypercubes) do software ENVI 4.4.

74 73 Na fase de processamento, agora com as correções necessárias na imagem ASTER, foi utilizada a técnica SAM (Mapper Angle Spectral) para a realização do mapeamento espectral. Essa técnica, segundo Crosta et al. (2003), utiliza a aplicação de algoritmos que medem a similaridade entre um pixel da imagem e um ou mais espectros de referência, através de cálculos do ângulo entre ambos. O resultado dessa técnica é o rastreamento de pixels com a mesma resposta do espectro utilizado como referência. Para fazer o rastreamento foram testadas várias curvas do espectro de referência. Como um pixel na verdade representa uma área de 15m, o valor de reflectância no pixel é uma mistura dos valores de todos os materiais que estão contidos naquela área da superfície (Figura 41). Portanto a curva espectral mais adequada para ser utilizada como espectro de referência foi a curva do pixel que estava localizado o ponto Pt04, onde continham muitas amostras mineralizadas, com alguns picos de absorção coincidentes com alguns dos espectros medidos. Figura 41 - Comparação entre a curva espectral da amostra MA04 e o pixel da imagem localizado nesta amostra. A curva da amostra está reamostrada para ASTER e o comprimento de onda está em unidade de m. O resultado da utilização da técnica SAM para o rastreamento foi um mapa de espectral, onde áreas da mina de Catalão I e II foram selecionadas em vermelho como áreas mais favoráveis para ocorrência desta mineralização (Figura 42 e 43). Além dessas áreas o método utilizado conseguiu prever uma nova área em potencial (Figura 44).

75 74 Figura 42 - Mapa espectral gerado a partir da utilização da técnica SAM, em destaque as áreas em amarelo com resposta mais positivas para mineralização de fosfato.

76 75 Figura 43 - Área em destaque do mapa espectral. Com a utilização da técnica foi possível mapear as minas de Catalão I e II.

77 76 A B Figura 44 Comparação entre a (A) nova área prevista no mapa espectral e a (B) mesma região no mapa geofísico de sinal analítico (Borges, 2009) mostrando uma anomalia na mesma área do mapa A. Variações de cor do vermelho ao rosa do sinal analítico significam zonas magneticamente anômalas.