Programa de Pós-Graduação em Geologia e Geoquímica - PPGG/IG

URI Permanente desta comunidadehttps://repositorio.ufpa.br/handle/2011/2603

O Programa de Pós-Graduação em Geologia e Geoquímica (PPGG) do Instituto de Geociências (IG) da Universidade Federal do Pará (UFPA) surgiu em 1976 como uma necessidade de desmembramento do então já em pleno desenvolvimento Curso de Pós-Graduação em Ciências Geofísicas e Geológicas (CPGG), instalado ainda em 1973 nesta mesma Universidade. Foi o primeiro programa stricto sensu de Pós-Graduação (mestrado e doutorado) em Geociências em toda Amazônia Legal. Ao longo de sua existência, o PPGG tem pautado sua atuação na formação na qualificação de profissionais nos níveis de Mestrado e Doutorado, a base para formação de pesquisadores e profissionais de alto nível. Neste seu curto período de existência promoveu a formação de 499 mestres e 124 doutores, no total de 623 dissertações e teses.

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Aspectos geológicos e metalogenéticos do depósito de ouro hospedado em metaconglomerados e metarenitos paleoproterozoicos Castelo de Sonhos, Província Tapajós, sudoeste do Pará
(Universidade Federal do Pará, 2015-04-06) QUEIROZ, Joana D’arc da Silva; KLEIN, Evandro Luiz; http://lattes.cnpq.br/0464969547546706
Castelo de Sonhos, situado na porção centro-sul do Cráton Amazônico, próximo ao limite entre os domínios Tapajós e Iriri-Xingu, é um depósito aurífero hospedado em metaconglomerados e metarenitos da Formação Castelo dos Sonhos (<2080 Ma U-Pb LAICP- MS). Em furos de sondagem, verificou-se que na área do depósito ocorrem rochas subvulcânicas e granitoides, algumas dessas rochas são intrusivas na Formação Castelo dos Sonhos, enquanto que, para outras, a relação de contato não é clara. De modo geral, essas rochas apresentam afinidade cálcio-alcalina a alcalina e se mostram compatíveis com ambiente de arco vulcânico e pós-colisonal. As rochas subvulcânicas são representadas por um dacito porfirítico com idade de 2011 ± 6 Ma (U-Pb LA-ICP-MS). Os granitoides foram classificados como biotita granodiorito, biotita monzogranito, muscovita monzogranito, respectivamente com idades (U-Pb SHRIMP) de 1976 ± 7 Ma, 1918 ± 9 Ma e 1978 ± 6 Ma, e sienogranito, este não datado. Estas idades de cristalização relacionam a geração dessas rochas a três a quatro eventos magmáticos distintos, que no Domínio Tapajós encontram correspondentes temporais no Complexo Cuiú-Cuiú (2033-2005 Ma), na Formação Comandante Arara (2020-2012 Ma), na Suíte Intrusiva Creporizão (1998-1957 Ma) e na Suíte Intrusiva Tropas (1907-1892 Ma). Apesar da relação temporal, os padrões geoquímicos das rochas estudadas não encontram correspondência direta com as unidades citadas. O fato de a Formação Castelo dos Sonhos ter sido intrudida por rochas temporalmente relacionadas a unidades do Domínio Tapajós pode ser considerada evidência de sua relação temporal e espacial, possivelmente estratigráfica, com esse domínio. A relação de contato intrusivo entre o dacito porfirítico e metarenitos da Formação Castelo dos Sonhos permitiu que fosse determinada em 2011 ± 6 Ma a idade mínima da sedimentação da Formação Castelo dos Sonhos.A mineralização aurífera principal no depósito Castelo de Sonhos está confinada estratigraficamente a um pacote de metaconglomerados e a metarenitos neles intercalados. Dentro desse pacote, a mineralização é errática e não parece seguir feições especiais ou ter controle estrutural. Na matriz dos metaconglomerados, ouro foi identificado no interior de grãos de quartzo (areia média a grossa), provavelmente fragmentos de veios auríferos, e também associado à magnetita. Em geral, as partículas de ouro mostram bordas subarredondadas a arredondadas e superfícies leve a moderadamente rugosas, raramente contendo inclusões, e apenas de magnetita, a composição química é homogênea e mostra altas razões Au/Ag. Essas características indicam origem singenética para o ouro presente nos metaconglomerados, e, assim, a idade da mineralização fica condicionada ao intervalo de viii sedimentação da Formação Castelo dos Sonhos (2011 a ~ 2080 Ma). Por outro lado, a ocorrência de ouro em planos de fratura de metarenitos indica origem epigenética para parte da mineralização no depósito. A mineralização epigenética está relacionada a um encadeamento de processos metamórficos, magmáticos e deformacionais que afetaram a sequência sedimentar da Formação Castelo dos Sonhos e causaram a remobilização do ouro originalmente hospedado nos metaconglomerados. É provável que a interação desses processos, associada à infiltração de águas meteóricas, tenha contribuído para a geração e circulação de fluidos hidrotermais oxidantes que, ao percolarem o pacote de metaconglomerados, foram capazes de solubilizar parte do minério aurífero, levando à reprecipitação do ouro, acompanhado por películas ferruginosas, em planos de fratura dos metarenitos. Propõe-se o modelo de paleoplacer modificado para explicar a natureza híbrida, singenética e epigenética, da mineralização no depósito Castelo de Sonhos.
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Caracterização petrográfica, geoquímica e geocronológica U-PB das rochas de alto grau metamórfico do Complexo Tartarugal Grande, sudeste do Escudo das Guianas, Amapá
(Universidade Federal do Pará, 2016-10-26) PAIVA, Hanna Paula Sales; GORAYEB, Paulo Sérgio de Sousa; http://lattes.cnpq.br/4309934026092502
O Complexo Tartarugal Grande é representado por uma associação de rochas de alto grau metamórfico do Paleoproterozoico com relíquias arqueanas, que ocorre na borda norte do Bloco Amapá, no contexto da Província Maroni-Itacaiúnas, sudeste do Escudo das Guianas. Nesta região, o Complexo Tartarugal Grande reúne gnaisses e rochas granulíticas, onde predominam tipos enderbíticos e charnockíticos constituindo corpos alongados e balizados por lineamentos de direção NW-SE caracterizados como zonas de cisalhamento transcorrentes ou de cavalgamento. Como esta unidade é formada por uma intrincada associação de rochas de alto grau metamórfico, o presente trabalho objetivou caracterizar essas rochas petrograficamente, geoquimicamente e geocronologicamente, bem como discutir os processos neste terreno metamórfico. Análises petrográficas identificaram cinco tipos de rochas classificadas como Granulito charnockítico, Granulito charnoenderbítico, Granulito enderbítico, Granulito máfico e Leucognaisses. Feições de migmatização, como neossomas, também estão presentes nos granulitos félsicos (charnockíticos, enderbíticos e charnoenderbíticos) e gnaisses. Os granulitos félsicos são as rochas dominantes na área, enquanto que os granulitos máficos ocorrem como corpos menores, de dimensões métricas, encaixados nos outros granulitos e gnaisses. Os leucognaisses estão comumente associados aos granulitos enderbíticos/charnockíticos, exibindo contatos bruscos com estes litotipos. Os estudos litogeoquímicos realizados nessas rochas indicaram que no Complexo Tartarugal Grande há predominância de rochas ácidas, com teores de sílica entre 61 e 75%, e peraluminosas, em razão da presença de minerais como biotita, granada e cordierita. Os granulitos máficos são tipos dominantemente básicos (SiO2 entre 48 e 55%) com teores elevados de Fe2O3 (12 a 26%), MgO (5 a 19%) e CaO (2 a 12%). Nos diagramas de classificação geoquímica os granulitos félsicos e leucognaisses situam-se no campo do granito, enquanto que os granulitos máficos plotam no campo do gabro. Em diagrama AFM, os granulitos félsicos possuem características de suíte colisional cálcio-alcalina e, os granulitos máficos são tipos basálticos da suíte toleítica. Nos diagramas de multielementos os granulitos félsicos destacam anomalias mais expressivas de Ti e P, além da forte anomalia negativa de Nb, característica de ambientes de subducção. Os granulitos máficos mostram, em sua maioria, assinaturas com padrão sub-horizontal. Para os elementos terras raras (ETR) os granulitos félsicos apresentam moderado enriquecimento de ETR leves, em relação aos ETR pesados, com baixas anomalias de Eu (razão Eu/Eu* de 0,19 a 5,51). Os granulitos máficos apresentaram menor grau de fracionamento e registraram anomalias insignificantes de Eu (razão Eu/Eu* de 0,44 a 1,07). Os leucognaisses mostram assinatura muito parecida com a dos granulitos félsicos, porém possuem gênese distinta. Nos diagramas de discriminação de ambientes tectônicos, foi estabelecido ambiente de arco magmático relacionado à zona de subducção. As análises geocronológicas U-Pb in situ em cristais de zircão por LA-ICP-MS realizadas em granulito charnoenderbítico, granulito enderbítico, granada-biotita leucognaisse e granulito charnockítico, forneceram idades médias de 2045 ± 14 Ma, 2084 ± 7,9 Ma, 2617 ± 25 Ma e 2671 ± 10 Ma respectivamente. Esses resultados representam as idades de formação dos protólitos dessas rochas. Idades obtidas por outros trabalhos por Sm-Nd em rocha total-granada entre 2,02 e 1,98 Ga apontam para um evento de alto grau metamórfico próximo à idade de colocação dos plútons. As paragêneses características das rochas encontradas na área de pesquisa são representadas por: Mc mesopertítica + Qtz + Pl + Opx + Bt (granulito charnockítico); Pl + Qtz + Mc mesopertítica + Opx ± Bt (granulito charnoenderbítico); Pl + Qtz + Mc mesopertítica + Opx + Bt ± Cpx ± Hbl (granulito enderbítico); Pl (An60) + Opx + Cpx + Hbl (granulito máfico) e; Qtz+ Mc + Pl ± Bt ± Grt ± Crd (leucognaisses) e essas associações indicam que as rochas foram submetidas a condições de metamorfismo regional na fácies granulito em condições de temperatura entre 780 e 850 ºC e pressão entre 5 e 7 kbar. Fusões não extensivas (anatexia) também são comuns na área, onde foram originadas massas de composições sienograníticas sob altas condições de temperatura a partir dos granulitos e gnaisses. Além disso, características indicativas do arrefecimento foram encontradas nessas rochas, como a substituição parcial ou total dos piroxênios por biotita e/ou hornblenda, granada pela biotita e cordierita por pinita. Desta forma, em concordância com resultados de trabalhos já desenvolvidos na área e indicados pelas datações realizadas nesse presente estudo, se concluiu que o Complexo Tartarugal Grande engloba rochas que foram envolvidas durante eventos magmáticos no Neoarqueano e Riaciano, logo seguido por metamorfismo de alto grau no final do Paleoproterozoico e relacionado ao evento termo-tectônico Transamazônico. Este evento deformou tipos pré-existentes, bem como reequilibrou os minerais nas rochas, tendo como resultado uma complexa associação composta por granulitos e gnaisses com diferentes idades, origens e intensidades de deformação.
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Estudos de inclusões fluidas e de isótopos estáveis no depósito Moreira Gomes do campo mineralizado do Cuiú-Cuiú, Província Aurífera do Tapajós, Estado do Pará
(Universidade Federal do Pará, 2013-08-29) ASSUNÇÃO, Rose de Fátima Santos; KLEIN, Evandro Luiz; http://lattes.cnpq.br/0464969547546706
Moreira Gomes é um dos depósitos do campo mineralizado do Cuiú-Cuiú, província Aurífera do Tapajós, com recursos de 21,7 t de ouro. A zona mineralizada, com 1200 metros de comprimento, 30-50 metros de largura e, pelo menos, 400 metros de profundidade é controlada por uma estrutura subvertical de orientação E-W, associada a um sistema de falhas transcorrentes sinistrais. As rochas hospedeiras nesse depósito são predominantemente tonalitos de 1997 ± 2 Ma (Suite Intrusiva Creporizão). O estilo da alteração hidrotermal relacionado à mineralização é predominantemente fissural e localmente pervasivo. Os tipos de alteração hidrotermal são sericitização, carbonatação, cloritização, sulfetação, silicificação e epidotização, além da formação de veios de quartzo de espessuras variadas. Pirita é principal sulfeto e contém inclusões de galena, esfalerita, calcopirita e, em menor quantidade, de hessita e bismutinita. O ouro ocorre mais comumente como inclusão em cristais de pirita e, secundariamente, na forma livre em veios de quartzo. Ag, Pb e Bi foram detectados por análise semi-quantitativa como componentes das partículas de ouro. Estudo de inclusões fluidas identificou fluidos compostos por CO2 (Tipo 1), H2O-CO2-sal (Tipo 2) e H2O-sal (Tipo 3). O volátil CO2 é predominante na fase carbônica. O fluido do Tipo 2 apresenta densidade baixa a moderada, salinidade entre 1,6 e 11,8 % em peso equivalente de NaCl e foi aprisionado principalmente entre 280° e 350°C. No fluido do Tipo 3 o sistema químico pode conter a Cl2 e, talvez, MgCl2, e a salinidade varia de zero a 10,1% em peso equivalente de NaCl. Apenas localmente a salinidade atingiu 25% em peso equivalente de NaCl. Esse fluido foi aprisionado principalmente entre 120° e 220°C e foi interpretado como resultado de mistura de fluido aquoso mais quente e levemente mais salino, com fluido mais frio e diluído. Globalmente, o estudo das inclusões fluidas indica estado heterogêneo durante o aprisionamento e ocorrência de separação de fases, mistura, flutuação de pressão e reequilíbrio das inclusões durante aprisionamento. A composição isotópica do fluido em equilíbrio com minerais hidrotermais (quartzo, clorita e calcita e pirita) e de inclusões fluidas apresenta valores de δ 18 O e δD entre +0,5 e +9,8 ‰, e -49 a -8 ‰, respectivamente. Os valores de 34 S de pirita (-0,29 ‰ a 3,95 ‰) são provavelmente indicativos da presença de enxofre magmático. Pares minerais forneceram temperaturas de equilíbrio isotópico em geral concordante com as temperaturas de homogeneização de inclusões fluidas e compatíveis com as relações texturais. Os resultados isotópicos, combinados com os dados mineralógicos e de inclusões fluidas são interpretados como produto da evolução de um sistema magmático hidrotermal em três estágios. (1) Exsolução de fluido magmático aquoso e portador de CO2 entre 400°C e 320-350°C, seguido de separação de fases e precipitação principal da assembleia clorita-sericita-pirita-quartzo-ouro sob pressões menores que 2,1 kb e a 6-7 km de profundidade. (2) Resfriamento e continuação da exsolução do CO2 do fluido magmático geraram fluido aquoso, mais pobre a desprovido de CO2 e levemente mais salino, com aprisionamento dominantemente a 250°-280°C. A assembleia hidrotermal principal ainda precipitou, mas epidoto foi a principal fase nesse estágio. (3) Mistura do fluido aquoso do estágio 2, mais quente e mais salino, com um fluido aquoso mais frio e menos salino, de origem meteórica. Carbonatação está associada com esse estágio. A assembleia hidrotermal e os valores isotópicos indicam que fluido foi neutro a levemente alcalino e relativamente reduzido, que H2S (ou HS-) pode ter sido a espécie de enxofre predominante, e que Au(HS) -2 deve ter sido o complexo transportador de ouro. A deposição do ouro em Moreira Gomes ocorreu em resposta a diversos mecanismos, envolvendo a separação de fases, mistura e reações fluido-rocha. O depósito Moreira Gomes é interpretado como o produto de um sistema magmático-hidrotermal, mas não possui feições clássicas de depósitos relacionados a intrusões graníticas, tanto oxidadas como reduzidas. A idade de deposição do minério (1,86 Ga) sugere que o sistema magmático-hidrotermal pode estar relacionado com a fase final do extenso magmatismo cálcio-alcalino da Suíte Intrusiva Parauari, embora o magmatismo transicional a alcalino da Suíte Intrusiva Maloquinha não possa ser descartado.
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Estudos de inclusões fluidas e isótopos estáveis nos alvos Jerimum de cima e Babi, campo mineralizado do Cuiú-Cuiú, Província Aurífera do Tapajós, Cráton Amazônico: implicações para os processos genéticos
(Universidade Federal do Pará, 2015-08-18) SILVA JUNIOR, Carlos Alberto dos Santos; KLEIN, Evandro Luiz; http://lattes.cnpq.br/0464969547546706
O campo mineralizado do Cuiú-Cuiú está inserido próximo à porção central da Província Aurífera do Tapajós, na porção centro-sul do Cráton Amazônico. Este campo é uma das áreas garimpeiras mais antigas da província e possui várias ocorrências, alvos em exploração e depósitos auríferos (Central, Raimundinha, Pau da Merenda, Guarim, Jerimum de Cima, Jerimum de Baixo, Nhô, Moreira Gomes, Babi, e outros menos conhecidos). Como forma de contribuir com o entendimento metalogenético do campo mineralizado do Cuiú-Cuiú em geral, este trabalho enfocou os alvos Jerimum de Cima (mineralizado) e Babi (fracamente mineralizado) e buscou: (1) definir a mineralogia sulfetada associada com a mineralização aurífera e suas relações texturais com as rochas hospedeiras; (2) definir as características físico-químicas dos fluidoshidrotermais/mineralizadores por meio de estudos petrofgráficos, de inclusões fluidas e de isótopos estáveis (C, O, S), buscando identificar o que provocou a alteração hidrotermal nesses alvos e que permitiram mineralização mais expressiva em Jerimum de Cima (e outros alvos/depósitos do campo), o que ocorreu fracamente (não econômica) no alvo Babi. O estudo petrográfico revelou rochas hospedeiras fortemente alteradas por hidrotermalismo, muitas vezes obliterando as características primárias destas rochas. Essa alteração é fissural e pervasiva seletiva (disseminada). No alvo Jerimum de Cima foram identificados biotita-hornblenda tonalito, monzogranito e granodiorito, todos hidrotermalizados, como rochas hospedeiras. No alvo Babi foram reconhecidos titanita monzogranito, biotita monzogranito, biotita hornblenda tonalito hidrotermalizados, além de monzogranito brechado. Sericitização, silicificação e sulfetação ocorrem intensamente no alvo Jerimum de Cima, enquanto que cloritização e carbonatação ocorrem normalmente nos dois alvos. Pirita, esfalerita, calcopirita e galena, em ordem decrescente de abundância, são os sulfetos, com larga predominância de pirita. Inclusões fluidas (IF) aprisionadas em cristais de quartzo ocorrem em pequenos grupos, isoladamente e em trilhas. Na ordem decrescente de abundância, ocorrem três tipos: aquosas bifásicas (Tipo 1), aquocarbônicas (Tipo 2) e carbônicas (Tipo 3). Os resultados das análises microtermométricas indicam para as IF aquosas do alvo Jerimum de Cima Tht (Temperatura de Homogeneização Total) entre 105 a 387°C, e salinidade entre 0,0 a 18% em peso equivalente de NaCl; e nas aquocarbônicas o valor do Tht está entre 144 e 448°C, a salinidade entre 1,0 e 7,8% em peso equivalente de NaCl e a densidade global varia entre 0,6 e 1,0 g/cm3. No alvo Babi as IF aquosas foram os únicos tipos detectados. A Tht dessas IF ocorreu entre 136 e 410°C e a salinidade está entre 0,7 e 13,2% em peso equivalente de NaCl. As IF aquocarbônicas são interpretadas como produto de imiscibilidade de fluidos (separação de fases). A ausência de CO2 no alvo Babi pode ser explicada pelo aprisionamento do fluido em momento mais tardio da evolução do sistema hidrotermal, após o consumo do CO2, e apenas a fase aquosa foi aprisionada. Estudos de isótopos estáveis em minerais hidrotermais de veios e de zonas de alteração indicam temperaturas de precipitação dos minerais entre 305 e 330°C e entre 108 e 205°C, o que está de acordo com as Tht obtidas em inclusões fluidas e indicam mais de um estágio de precipitação. Também sugerem fontes magmáticas e meteóricas para os fluidos, com possível mistura. Os dados obtidos são compatíveis com depósito magmático-hidrotermal (relacionado à intrusão), com mistura de fluido magmático e meteórico. A ausência de CO2 no alvo Babi pode explicar a fraca mineralização nesse alvo.
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Estudos isotópicos (Pb, O, H, S) em zonas alteradas e mineralizadas do depósito cupro-aurífero Visconde, Província Mineral de Carajás
(Universidade Federal do Pará, 2013-06-05) SILVA, Antonia Railine da Costa; LAFON, Jean Michel; http://lattes.cnpq.br/4507815620234645; VILLAS, Raimundo Netuno Nobre; http://lattes.cnpq.br/1406458719432983
O depósito cupro-aurífero Visconde está localizado na Província Mineral de Carajás, a cerca de 15 km a leste do depósito congênere de classe mundial Sossego. Encontra-se em uma zona de cisalhamento de direção WNW-ESE, que marca o contato das rochas metavulcanossedimentares da Bacia Carajás com o embasamento. Nessa zona ocorrem outros depósitos hidrotermais cupro-auríferos com características similares (Alvo 118, Cristalino, Jatobá, Bacaba, Bacuri, Castanha), que têm sido enquadrados na classe IOCG (Iron Oxide Copper-Gold), embora muitas dúvidas ainda existam quanto a sua gênese, principalmente no que diz respeito à idade da mineralização e fontes dos fluidos, ligantes e metais. O depósito Visconde está hospedado em rochas arqueanas variavelmente cisalhadas e alteradas hidrotermalmente, as principais sendo metavulcânicas félsicas (2968 ± 15 Ma), o Granito Serra Dourada (2860 ± 22 Ma) e gabros/dioritos. Elas registram diversos tipos de alteração hidrotermal com forte controle estrutural, destacando-se as alterações sódica (albita + escapolita) e sódico-cálcica (albita + actinolita ± turmalina ± quartzo ± magnetita ± escapolita), mais precoces, que promoveram a substituição ubíqua de minerais primários das rochas e a disseminação de calcopirita, pirita, molibdenita e pentlandita. Dados isotópicos de oxigênio e hidrogênio de minerais representativos desses tipos de alteração mostram que os fluidos hidrotermais foram quentes (410 – 355°C) e ricos em 18O (δ18OH2O= +4,2 a 9,4‰). Sobreveio a alteração potássica, caracterizada pela intensa biotitização das rochas, a qual ocorreu concomitantemente ao desenvolvimento de foliação milonítica, notavelmente desenhada pela orientação de palhetas de biotita, que precipitaram de fluidos com assinatura isotópica de oxigênio similar à dos estágios anteriores (δ18OH2O entre +4,8 e +7,2‰, a 355°C). Microclina e alanita são outras fases características desse estágio, além da calcopirita precipitada nos planos da foliação. A temperaturas mais baixas (230 ± 11°C), fluidos empobrecidos em 18O (δ18OH2O = -1,3 a +3,7‰) geraram associações de minerais cálcico-magnesianos (albita + epidoto + clorita ± calcita ± actinolita) que são contemporâneas à mineralização. Valores de δ18DH2O e δOH2O indicam que os fluidos hidrotermais foram inicialmente formados por águas metamórficas e formacionais, a que se misturou alguma água de fonte magmática. Nos estágios tardios, houve considerável influxo de águas superficiais. Diluição e queda da temperatura provocaram a precipitação de abundantes sulfetos (calcopirita ± bornita ± calcocita ± digenita), os quais se concentraram principalmente em brechas tectônicas - os principais corpos de minério - que chegam a conter até cerca de 60% de sulfetos. Veios constituídos por minerais sódico-cálcicos também apresentam comumente sulfetos. A associação de minerais de minério e ganga indica uma assinatura de Cu-Au- Fe-Ni-ETRL-B-P para a mineralização. Os valores de δ34S (-1,2 a +3,4‰) de sulfetos sugerem enxofre de origem magmática (proveniente da exsolução de magmas ou da dissolução de sulfetos das rochas ígneas pré-existentes) e precipitação em condições levemente oxidantes. Datação do minério por lixiviação e dissolução total de Pb em calcopirita forneceu idades de 2736 ± 100 Ma e 2729 ± 150 Ma, que indicam ser a mineralização neoarqueana e, a despeito dos altos erros, permite descartar um evento mineralizador paleoproterozoico. A idade de 2746 ± 7 Ma (MSDW=4,9; evaporação de Pb em zircão), obtida em um corpo granítico não mineralizado (correlacionado à Suíte Planalto) que ocorre na área do depósito, foi interpretada como a idade mínima da mineralização. Assim, a formação do depósito Visconde teria relação com o evento transpressivo ocorrido entre 2,76 e 2,74 Ga, reponsável pela inversão da Bacia Carajás e pela geração de magmatismo granítico nos domínios Carajás e de Transição. Esse evento teria desencadeado reações de devolatilização em rochas do Supergrupo Itacaiúnas, ou mesmo, provocado a expulsão de fluidos conatos salinos aprisionados em seus intertícios. Esses fluidos teriam migrado pelas zonas de cisalhamento e reagido com as rochas (da bacia e do embasamento) pelas quais se movimentaram durante a fase dúctil. As concentrações subeconômicas do depósito Visconde devem ser resultado da ausência de grandes estruturas que teriam favorecido maior influxo de fluidos superficiais, tal como ocorreu na formação dos depósitos Sossego e Alvo 118.
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Estudos isotópicos e de inclusões fluidas no depósito central do campo mineralizado do Cuiú-Cuiú, província aurífera do Tapajós, estado do Pará
(Universidade Federal do Pará, 2014-01-09) ARAÚJO, Ana Claudia Sodré; KLEIN, Evandro Luiz; http://lattes.cnpq.br/0464969547546706
Central é um depósito aurífero do campo mineralizado do Cuiú-Cuiú, Província Aurífera do Tapajós, Cráton Amazônico. A zona mineralizada está hospedada em falha e compreende 800m de comprimento na direção NW-SE, seguindo o trend regional da província Tapajós, com largura entre 50 e 70m e profundidade vertical de pelo menos 450m. A mineralização está hospedada em monzogranito datado em 1984±3 Ma e atribuído à Suíte Intrusiva Parauari. Os recursos auríferos preliminarmente definidos são de 18,6t de ouro. A alteração hidrotermal é predominantemente fissural. Sericitização, cloritização, silicificação, carbonatação e sulfetação foram os tipos de alteração identificados. Pirita é o sulfeto principal e os demais sulfetos (calcopirita, esfalerita e galena) estão em fraturas ou nas bordas da pirita. O ouro preenche fraturas da pirita e análises semi-quantitativas detectaram Ag associada ao ouro. Foram identificados três tipos de inclusões fluidas hospedados em veios e vênulas de quartzo. O tipo 1 é o menos abundante e consiste em inclusões fluidas compostas por uma (CO2vapor) ou duas fases (CO2liq-CO2vapor), o tipo 2 tem abundância intermediária e é formado por inclusões fluidas compostas por duas (H2Oliq-CO2liq) ou três fases (H2Oliq-CO2liq-CO2vapor) e o tipo 3 é o mais abundante e consiste em inclusões fluidas compostas por duas fases (H2Oliq- H2Ovapor). O CO2 representa o volátil nas inclusões com CO2 e essas (tipo 1 e 2) foram geradas pelo processo de separação de fases oriundo de um fluido aquo-carbônico. A densidade global (0,33 - 0,80 g/cm³) e a salinidade (11,15 - 2,42 % em peso equivalente de NaCl) desse fluido são baixas a moderadas e a temperatura de homogeneização mostra um máximo em 340ºC. Quanto ao tipo 3, o NaCl é o principal sal, a densidade global está no intervalo de 0,65 a 1,11 g/cm³, a salinidade compreendida entre 1,16 e 13,3 % em peso equivalente de NaCl e a temperatura de homogeneização é bimodal, com picos em 120-140ºC e 180ºC. A composição isotópica das inclusões fluidas presentes no quartzo e do quartzo, calcita e clorita mostram valores de δ18O e δD de +7,8 a +13,6 ‰ e -15 a -35 ‰, respectivamente. Os valores de δ34S na pirita são de +0,5 a +4,0 ‰ e δ13C na calcita e CO2 de inclusões fluidas de -18 a -3,7 ‰. Os valores de δ18OH2O e de δDH2O no quartzo e inclusões fluidas, respectivamente, plotam no campo das águas metamórficas, com um desvio em direção à linha da água meteórica. Considerando a inexistência de evento metamórfico na região do Tapajós à época da mineralização, o sistema hidrotermal responsável pela mineralização no Central, inicialmente, deu-se a partir de fluidos aquo-carbônicos magmático-hidrotermais, exsolvidos por magma félsico relacionado com a fase mais tardia de evolução da Suíte Intrusiva Parauari. As inclusões aquo-carbônicas e carbônicas formaram-se nessa etapa, predominantemente em torno de 340°C. A contínua exsolução de fluido pelo magma levou ao empobrecimento em CO2 nas fases mais tardias e, com o resfriamento do fluido, as inclusões aquosas passaram a predominar. A partir daí o sistema pode ter interagido com água meteórica, responsável pelo aprisionamento da maior parte das inclusões aquosas de mais baixa temperatura. É possível que parte das inclusões aquosas (as de maior temperatura) represente a mistura local dos fluidos de origens distintas. Essas observações e interpretações permitem classificar Central como um depósito de ouro magmático-hidrotermal relacionado à fase final da formação da Suíte Intrusiva Parauari.
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Evolução geológica pré-cambriana e aspectos da metalogênese do ouro do cráton São Luís e do Cinturão Gurupi, NE-Pará/ NW-Maranhão, Brasil
(Universidade Federal do Pará, 2004-07-06) KLEIN, Evandro Luiz; GIRET, André; HARRIS, Christopher; MOURA, Candido Augusto Veloso; http://lattes.cnpq.br/1035254156384979
Na região limítrofe entre os estados do Pará e Maranhão, conhecida como Gurupi, afloram rochas ígneas e metamórficas recobertas por sedimentação fanerozóica, ocupando parte da Província Estrutural Parnaíba. Estudos geocronológicos pioneiros baseados nos métodos Rb- Sr e K-Ar mostraram a existência de dois domínios geocronológicos distintos nessa região com rochas aflorantes em direção à costa atlântica apresentando assinatura paleoproterozóica, com idades em torno de 2000 Ma, enquanto que rochas aflorantes para sul-sudoeste mostram assinatura neoproterozóica, principalmente entre 800 e 500 Ma. Esses domínios passaram a ser denominados, respectivamente, Cráton São Luís e Cinturão Gurupi. Propostas litoestratigráficas sucederam-se por mais de duas décadas, mas sempre careceram de dados geocronológicos robustos para justificar o posicionamento estratigráfico das unidades. Modelos evolutivos polarizaram-se entre propostas de evolução monocíclica ou policíclica para o Cinturão Gurupi, também carecendo de geocronologia e geologia isotópica para consubstanciar interpretações. Além disso, depósitos auríferos associam-se às duas unidades geotectônicas, mas raros foram alvo de estudos geológicos ou genéticos. Esta tese aborda em maior ou menor grau esses problemas gerais. Uma reformulação da litoestratigrafia regional e uma proposta de evolução geológica foi alcançada através da reavaliação dos dados geológicos, geoquímicos, geocronológicos e isotópicos existentes, e da geração de novos dados geocronológicos em zircão por evaporação de Pb e U-Pb convencional e por LAM-ICP-MS. Dados isotópicos de Nd em rocha total foram também obtidos, permitindo a investigação de processos de acresção e retrabalhamento crustal. Os resultados mostram que a região possui uma evolução relativamente complexa, com intensa e extensa geração de rochas juvenis cálcico-alcalinas e subordinado retrabalhamento de crosta continental arqueana entre 2,24 e 2,15 Ga, e com fusão crustal, migmatização localizada, plutonismo peraluminoso, metamorfismo e deformação em torno de 2,10 Ga. Os seguintes resultados foram obtidos para as unidade litoestratigráficas e litodêmicas estudadas no Cráton São Luís: Grupo Aurizona, metavulcanossedimentar ligado a arcos de ilha, idade máxima 2241 Ma (juvenil), com provável evolução até cerca de 2200 Ma; Suíte Intrusiva Tromaí, tonalitos metaluminosos, calcico-alcalinos de arco de ilha oceânico, 2168 Ma (juvenil); Granito Areal, calcico-alcalino fracamente peraluminoso, 2150 Ma (mistura de material juvenil e retrabalhamento de arco de ilha). No Cinturão Gurupi foram obtidos os seguintes resultados: Metatonalito Igarapé Grande, tonalito granoblástico de ocorrência localizada, 2594 Ma; Complexo Itapeva, gnaisses tonalíticos localmente migmatizados, 2167 Ma (dominantemente juvenil); Formação Chega Tudo, vulcanossedimentar ligada a arcos de ilhas, 2150-2160 Ma (juvenil); Granito Maria Suprema, muscovita leucogranito (peraluminoso) intrusivo sintectonicamente no Complexo Itapeva há 2100 Ma (fusão crustal), idade de outros granitoides peraluminosos já datados anteriormente na região. O Grupo Gurupi é tentativamente posicionado no Paleoproterozóico (>2160 Ma), mas não há elemento que comprove essa hipótese. Os dados são interpetados em termos de tectônica de placas, com abertura de bacia oceânica um pouco antes de 2260 Ma, formação de arcos de ilha oceânicos, subducção e produção volumosa de magmas calcico-alcalinos e retrabalhamento dos arcos entre 2170-2150 Ma. Esse conjunto foi amalgamado a uma margem continental periférica a um bloco arqueano existente ao sul (parte arqueana do Cráton Amazônico ou núcleo cratônico encoberto atualmente pela sedimentação fanerozóica) numa colisão fraca, dirigida de NNE para SSW, mas suficiente para gerar algum espessamento crustal e permitir a fusão de parte da crosta paleoproterozóica recém formada e da crosta arqueana (ou de seus derivados detríticos) preexistente. Esse episódio colisional, ocorrido há cerca de 2100-2080 Ma refletiu-se no metamorfismo, deformação e migmatização local, além da intrusão dos granitóides peraluminosos. A região foi novamente palco de atividade no Neoproterozóico, com o bloco amalgamado no Paleoproterozóico sendo rompido, com formação de rifte continental marcado pela intrusão de magma alcalino (Nefelina Sienito Gnaisse Boca Nova) há 732 Ma. Rochas sedimentares depositadas nessa bacia (Formação Marajupema) apresentam cristais detríticos de zircão, os mais jovens com 1100 Ma. Esse rifte evoluiu provavelmente para uma bacia oceânica, de dimensões ainda desconhecidas, o que é sugerido por dados recentes da literatura que mostram grande quantidade de cristais detríticos de zircão com idade em torno de 600-650 Ma em bacias sedimentares da região, que contêm sedimentos imaturos, e pela intrusão de granitóide peraluminoso (colisional), há 550 Ma. Essa bacia foi fechada, com a colisão do orógeno contra o bloco amalgamado no Paleoproterozóico, com transporte de massa de SSW para NNE. A idade do clímax desse episódio orogênico neoproterozóico e do metamorfismo que o acompanhou não foi claramente determinada, existindo informações ambígüas que apontam para o intervalo 650- 520 Ma (zircão do nefelina sienito e idades Rb-Sr e K-Ar em minerais). A metalogenia dos depósitos auríferos foi abordada numa escala de reconhecimento através do estudo geológico dos mesmos, dos fluidos hidrotermais e das condições físicoqu ímicas de formação dos depósitos. As investigações envolveram análises químicas de cloritas, estudos de inclusões fluidas e geoquímica de isótopos estáveis (O, H, C, S) e radiogênicos (Pb). Relações estruturais e texturais permitiram caracterizar os depósitos como pós-metamórficos e tardi- a pós-tectônicos com relação aos eventos paleoproterozóicos, conforme sugerido pelos isótopos de Pb (pós 2080 Ma). Regionalmente os depósitos foram formados em condições de T-P entre 280°-380°C e 2-3 kb, a partir de fluidos aquo-carbônicos relativamente reduzidos, de baixa salinidade (5% massa equiv. NaCl), moderada a alta densidade, e ricos em CO2 (tipicamente <20 moles %; traços de CH4 e N2), que sugerem fortemente separação de fases. Estudos de isótopos estáveis sugerem fontes distintas para fluidos e solutos. Duas fontes são indicadas para o carbono presente em carbonatos, grafita e inclusões fluidas: uma fonte orgânica subordinada e outra fonte indefinida, que pode ser magmática, metamórfica ou mantélica (ou mistura de ambas). O enxofre de sulfetos apresenta assinatura magmática, tendo derivado diretamente de magmas ou por dissolução de sulfetos magmáticos. Isótopos de oxigênio e hidrogênio de minerais silicatados e inclusões fluidas combinados atestam fontes metamórficas para os fluidos. Portanto, reações de desidratação e descarbonização produzidas durante o metamorfismo das seqüências vulcanossedimentares paleoproterozóicas devem ter produzido os fluidos investigados. O ouro foi transportado por um complexo do tipo Au(HS)2 - e precipitou devido à separação de fases e reações dos fluidos com as rochas encaixantes. Os dados geológicos e genéticos encaixam-se no modelo de depósitos auríferos orogênicos encontrados em cinturões metamórficos de todas as idades. Os resultados globais deste estudo trazem implicações para o entendimento das orogenias paleo- e neoproterozóicas que erigiram a Plataforma Sul-Americana e para a formação e desagregação de supercontinentes como Atlantica, Rodinia e Gondwana Ocidental. O quadro delineado encontra boa correlação, principalmente no que concerne ao Paleoproterozóico, com o que é descrito para parte da porção sudeste do Escudo das Guianas e para a porção sul do Cráton do Oeste da África. O quadro Neoproterozóico é ainda incipientemente compreendido para que se façam maiores correlações.
Acesso aberto (Open Access)
Evolução petroquímico-metalogenética das rochas e mineralizações associadas à suite Vila Nova na Serra do Ipitinga (NW do Pará)
(Universidade Federal do Pará, 1997-05-08) FARACO, Maria Telma Lins; MCREATH, Ian; http://lattes.cnpq.br/5299851252167587
A Suíte Vila Nova na Serra do Ipitinga (NW do Pará) consiste em uma sequência de rochas metavulcânicas máficas e ultramáficas, rochas a cordierita-antofilita e a quartzo-clorita, às quais estão sobrepostos metassedimentos químicos (BIFs tipos óxido e silicato) e clásticos. Parte das lavas básicas foi hidrotermalmente alterada em condições similares às de sistemas hidrotermais atuais, ao longo de eixos de expansão oceânicos, formando rochas a quartzo-clorita e mineralizações sulfatadas do tipo vulcanogênico-hidrotermai sindeposicional, constituídas de pirrotita-pirita-calcopirita-esfalerita, com Au e Ag associados, além de traços de galena e molibdenita. As temperaturas de formação dessas rochas, calculadas a partir de cloritas saturadas em AI, variam de 273°C a 320°C, com valor médio de 308°C. Posterior metamorfismo regional até a fácies anfibolito transformou parte das lavas básicas em anfibolitos e parte das rochas a quartzo-clorita em rochas a cordierita-antofilita. Os cálculos geotermométricos para o par cordierita-antofilita, apontam valor médio de 547°C para formação dessas rochas. As atuais associações mineralógicas das formações ferríferas e dos metassedimentos clásticos foram geradas a partir de reações metamórficas durante esse evento. Todo o pacote vulcano-sedimentar foi deformado de maneira rúptil e dúctil, assumindo a atual configuração estrutural, em faixas alongadas segundo NW-SE, com mergulhos subverticais geralmente para NE e desenvolvendo zonas de cisalhamento. A formação dessas zonas está relacionada á geração de milonitos e rochas polimetamorfizadas e hidrotermalizadas, exibindo associações metamórficas retrogressivas. As intrusões de rocha graníticas no pacote metavulcano-sedimentar propiciou metamorfismo termal, além de alterações hidrotermais nas diversas rochas da sequência. O ouro está presente na Suíte em três tipos distintos de jazimentos: associado a sulfatos vulcanogênicos, em Iodes cisalhados (com calcopirita, pirita e covelita) e em rochas alteradas por processos supergênicos. Indícios de Pt foram registrados em muitas rochas hidrotermalizadas, mas não associados à mineralização sulfetada. Quatro eventos hidrotermais foram identificados. Os estudos de inclusões fluidas feitos nas hospedeiras das mineralizações sulfatadas, em rochas a cordierita-antofilita e em veios de quartzo cisalhados, caracterizaram doze tipos de inclusões, relacionadas a dois sistemas de fluidos, ligados a eventos hidrotermais peculiares. Um aquo-carbõnico, constituído principalmente por CH4 e H2O, e um outro aquoso salino. As temperaturas de homogeneização finais das inclusões nas hospedeiras da mineralização são compatíveis com o intervalo 2500-450°C para origem dessas rochas. As isócoras de CH4 e o intervalo de temperatura de formação das hospedeiras, permitiram o cálculo do intervalo de 0,7Kb a 2,3Kb para geração da mineralização sulfetada. Os protólitos das rochas metavulcânicas são basaltos subalcalinos toleíticos. Basaltos komatiíticos foram também caracterizados, indicando a presença de uma série komatiítica no magmatismo. Os dados litoquimicos apontam para um ambiente equivalente aquele das bacias trás-arcos para a deposição das rochas metavulcánicas máficas. Estudos isotópicos pelo método Sm-Nd revelam idades modelos de 2,6 Ga a 2,19 Ga para as metavulcánicas. O padrão de distribuição de ETR nas BIFs são compatíveis com os das BIFs paleoproterozóicas. Esses fatos são condizentes com as idades de 2,11 Ga (Sm/Nd) e 2,25 Ga (U/Pb) atribuídas ao vulcanismo inicial em unidades correlatas à Suíte Vila Nova na Guiana Francesa e Guiana. Os dados petrológicos, geoquimicos, metalogenéticos e geocronológicos da Suíte Vila Nova permitem correlaciona-la às sequências metavulcano-sedimentares paleoproterozóicas birrimianas do Cráton Oeste Africano.
Acesso aberto (Open Access)
Geocronologia e geoquímica isotópica dos depósitos de Cu-Au Igarapé Bahia e Gameleira, Província Mineral de Carajás (PA), Brasil
(Universidade Federal do Pará, 2002-05-10) GALARZA TORO, Marco Antonio; MACAMBIRA, Moacir José Buenano; http://lattes.cnpq.br/8489178778254136
Nos últimos anos, a descoberta de grandes depósitos de Cu e Au na Província Mineral de Carajás (SE do Cráton Amazônico) tem demonstrado a vocação dessa região para tais depósitos, que são em geral, associados com seqüências vulcanos sedimentares e, alguns casos, com intrusões graníticas. Dois depósitos - Igarapé Bahia e Garmeleira - foram escolhidos para um estudo geocronológico e de geoquímica isotópica visando a determinação da sua idade, origem e relação com as encaixantes, como da formação e evolução da crosta continental da região. O depósito Igarapé Bahia, hospedado no grupo homônimo, é composto por rochas metavulcânicas máficas (RMV), metapiroclásticas (RMP) e metassedimentares (RMS), incluindo formações ferríferas bandadas e uma zona de brechas alterada hidrotermalmente (ZBH), todas cortadas por rochas intrusivas máficas (RIM). O minério de Cu-Au ocorre, na forma disseminada a maciça, principalmente na ZBH, a qual marca o contato entre as RMV e RMS / RMP. Apesar das sinais de alteração, os estudos petrográficos e geoquímicos das RMV (metandesitos basálticos), RMP ( metatufos de lapili e laminados) e RIM (metagabros) permitiram classificar essas rochas como toleiíticas. A similaridade geoquímica dos elementos maiores e traço como dos ETR, favorece a correlação entre os magmatismos máficos dos grupos Igarapé Bahia e Grão Pará. Cloritização (dominante), carbonatação, sulfetação e ferrificação são os principais tipos de alteração hidrotermal. A constituição mais característica do minério é calcopirita, pirita, bornita e covelita. Clorita, siderita e magnetita são abundantes na ganga, enquanto que turmalina, calcita, molibdenita, fluorita e biotita são subordinados. Dados geocronológicos Pb-Pb em zircão forneceram idades de cristalização de 2745±1 Ma (RMV) e de 2747±1 Ma (RMP). Idades similares Pb-Pb em rocha total de 2776± 12 Ma ( RMV), 2758 ±36 Ma (RMP) e 2765± 36 Ma (RIM) e Sm-Nd ( rocha total) de 2758± 75 Ma (RMV) foram obtidas para essas rochas. A idade de mineralização primária (2764±22 Ma; Pb-Pb em calcopirita e ouro) a torna contemporânea com a formação do Grupo Igarapé Bahia (2,75 Ga). Idades similares são apresentadas para a calcopirita da ZBH (2772±46 Ma), RMV (2756±24 Ma), RMP (2754±36 Ma), RIM (2777±22 Ma) e ouro na RMV (2778 Ma). Estes dados geocronológicos dão suporte a uma origem singenética a tardi-singenética para a mineralização do depósito Igarapé Bahia. As idades de 2385±22 Ma e 2417±120 Ma (Pb-Pb por lixiviação), registrada na calcopirita da ZBH, sugerem remobilizações possivelmente relacionadas a reativações regionais associadas ao Sistema Transcorrente Carajás-Cinzento. Os estudos de isótopos estáveis indicaram valores de δ34S (+ 0,1 a 4,2%) relacionados a fluidos de sistemas magmáticos, enquanto que os valores de δ13CPDB (- 7,28 a 15,78%) sugerem o envolvimento de fluidos homogêneos ricos em CO2 de provável origem mantélica ou talvez de fonte carbonática, embora não se tenha evidencias da existência desse tipo de rocha na região de Carajás. Quanto aos valores de δ18OPDB (-15,51 a -20,96%), esses sugerem componentes provavelmente de origem meteórica. O depósito Grameleira, hospedado nas rochas do Grupo Igarapé Pojuca, é composto por rochas metavulcânicas máficas (RMV), anfibolitos, biotita xistos, formações ferríferas e/ ou hidrotermalitos. Rochas intrusivas máficas (RIM) neoarqueanas, apófises quartzo- feldspáticas e granitóides paleoproterozóicos cortam esses tipos litológicos. Os estudos petrográficos e geoquímicos permitiram classificar as RMV em metandesitos basálticos, as RIM em quartzo dioritos e a rocha xistosa em plagioclásio- quartzo- biotita xistos, em que pese as evidencias de alteração. As duas primeiras apresentam similaridades com rochas toleiíticas. Biotitização, cloritização, sulfetação, turmalinização e silicificação são os principais tipos de alteração hidrotermal. Os veios e vênulas mineralizados estão constituídos principalmente de calcopirita, bornita, quartzo, turmalina e fluorita, assim como de pirita, pirrotita, molibdenita,biotita, clorita e rara cubanita. As RMV parecem tratar-se de rochas contemporâneas às dos grupos Grão Pará, Igarapé Bahia e Igarapé Salobo, adotando-se aqui, a idade do Grupo Grão Pará como a idade de formação dessas rochas. A idade de 2705±2 Ma (Pb-Pb em zircão),por sua vez, indica a idade de cristalização das RIM similar, à dos sills gabróicos ( 2,70-2,65 Ga) que ocorrem no vizinho depósito Àguas Claras. Idades Pb-Pb em zircão 2615±10 Ma e 2683± 7 Ma de saprolito do domínio do Grupo Igarapé Pojuca (>2,73 Ga) devem representar rochas contemporâneas àqueles sils. A idade Pb-Pb em rocha total de 2246±30 Ma (RMV) e a idade de 2422±12 Ma da mineralização hospedada em veios que cortam a RMV,bem como as idades de 2218±14 Ma e 2190±42 Ma ( Pb-Pb lixiviação de calcopirita), indicam provavelmente que as intrusões graníticas paleoproterozóicas ( 1,53 - 1,87 Ga) afetaram as sequências vulcanossedimentares e provocaram a remobilização/ reconcentração da mineralização no deósito Gameleira e/ ou que as mesmas foram rejuvenescidas por eventos tectônicos regionais associados ao Sistema Transcorrente Carajás- Cinzento. As seqüências vulcanossedimentares desenvolveram-se sobre um embasamento formado por rochas contemporâneas ás dos complexos Pium e Xingu, e Tonalito Arco Verde, prováveis fontes dos cristais de zircão herdados ( 3,03-2,86 Ga) encontrados nas RMV e RMP do depósito Igarapé Bahia. Por conseguinte, os dados geocronológicos de 3,03-2,85 Ga e 2,76 - 2,74 Ga confirmam e evidenciam, respectivamente, períodos bem definidos de formação de crosta e extenso vulcanismo na porção norte Da Província Mineral de Carajás. Idades- modelo TDM (3,17 a 2,99 Ga) obtidas para as rochas dos depósitos Igarapé Bahia e Gameleira são similares àquelas reportadas para as rochas do embasamento e granitóides da PMC e confirmam o período de formação da crosta. Os valores de δND (t) dessas rochas, entre - 0,36 e - 2,12, indicam participação de crosta continental mais antiga no magma original gerado em ambiente de rifte continental, como proposto para as seqüências vulcanossedimentares do Supergrupo Itacaiúnas, região de Carajás confirmam essa hipótese. Enfim, os depósitos estudados parecem ter uma formação primária similar, mas sofreram processos evolutivos distintos no Neoarqueano e Paleoproterozóico o que, certamente, afetou suas mineralizações.
Acesso aberto (Open Access)
Petrografia, geoquímica e assinatura isotópica de PB de formações ferríferas associadas à gênese das cavernas da Serra Sul, Carajás – PA
(Universidade Federal do Pará, 2016-06-17) CABRAL, Erica da Solidade; MACAMBIA, Joel Buenano; http://lattes.cnpq.br/4842128592488825; TORO, Marco Antonio Galarza; http://lattes.cnpq.br/8979250766799749
Os estudos geológicos realizados em cavernas hospedadas em formações ferríferas bandadas (banded iron formation – BIF’s), do tipo jaspilito, que é o protominério de ferro do Corpo S11D, Serra Sul, demonstraram que essas rochas encontram-se em diferentes estágios de alteração intempérica, permitindo classifica-las em três grupos: 1) Jaspilito Não Alterado, 2) Jaspilito Alterado e 3) Minério de Ferro. As amostras de Jaspilito Não Alterado foram coletadas em afloramentos correlacionáveis as cavernas, as de Jaspilito Alterado foram coletadas dentro das cavernas e em furos de sonda correlacionáveis estratigraficamente à caverna S11D-0035, assim como as amostras de minério de ferro. Essa correlação estratigráfica foi estabelecida a partir da construção de seção geológica, que permitiu determinar a provável configuração litológica inicial da caverna e seu nível estratigráfico. Foi concluído que a caverna encontra-se na porção inferior da Formação Carajás, próximo ao contato com a Formação Parauapebas. O trabalho tem por objetivo compreender a origem e evolução das cavernas e relacionar temporalmente sua gênese com a formação do minério de ferro e do relevo. Além de identificar os diferentes litotipos presentes e analisar petrograficamente os minerais primários e neoformado. Com a análise geoquímica das rochas foi possível quantificar a remoção da sílica e o enriquecimento do ferro nos diferentes estágios de alteração do perfil intempérico, desde a rocha fresca até o minério de ferro. Já as análises isotópicas permitiram observar o comportamento dos isótopos de Pb. As observações petrográficas demonstraram que o Jaspilito Não Alterado é caracterizado pela alternância de bandas centimétricas de minerais opacos, compostas por hematita-1, magnetita e subordinadamente maghemita e bandas silicosas formadas por chert e quartzo granular. Enquanto o Jaspilito Alterado é composto predominantemente por hematita-2 e subordinadamente por hematita-1 e magnetita, o bandamento está ausente, pois a banda de minerais silicosos, que é a mais solúvel, foi quase que em sua totalidade lixiviada, o que acarretou a geração de cavidades de dissolução. Além disso, também foram observadas fases minerais neo-formadas, goethita e hematita-3. As análises químicas das rochas dos diferentes grupos corroboraram as evidências petrográficas. Nas amostras de Jaspilito Não Alterado o teor de SiO2 varia de 40,0 a 44,5% e o teor de Fe2O3T de 53,9 a 58,3%, sendo que os demais óxidos presentes, Al2O3, MnO, P2O5, TiO2, CaO, MgO, Na2O, K2O, possuem teores muito baixos, bem como nos demais tipos. Diferentemente, as rochas classificadas como Jaspilito Alterado possuem maior concentração de ferro (de 87,9 a 97,1%) e menor teor de SiO2 (de 0,3 a 1,1%). O Minério de Ferro, classificado como representando o estágio mais avançado de alteração, possui teor elevado de Fe2O3T, variando de 96,2 a 98,3% e baixas quantidades de SiO2, de 0,4 a 1,0%. Nos três grupos de rocha foi observado um baixo conteúdo de ETR, sendo que da base para o topo do perfil intempérico é observado um aumento na quantidade desses elementos, de 6 para 18 ppm. A razão La/Eu varia de 1,3 a 2,2 ppm no Jaspilito Não Alterado, de 0,2 a 1,6 ppm no Jaspilito Alterado e de 0,1 a 0,8 ppm no Minério de Ferro. Essa diminuição no minério de ferro pode ocorrer devido ao comportamento menos móvel dos ETRP em relação aos ETRL nos estágios mais avançados de intemperismo. A anomalia positiva de Eu (Eu/Eu* > 1), típica das BIF’s foi observada em todas as amostras dos diferentes grupos de alteração. As análises isotópicas de Pb no Jaspilito Não Alterado indicam razões 206Pb/204Pb, 207Pb/204Pb, 208Pb/204Pb variando de 15,247 a 26,111, de 15,292 a 16,300 e de 34,596 a 37,614 respectivamente. Os valores sugerem que essas rochas são pouco radiogênicas e possuem assinatura isotópica semelhante às rochas da crosta superior. No Jaspilito Alterado as razões isotópicas 206Pb/204Pb variam de 16,827 a 23,244, a 207Pb/204Pb de 15,635 a 16,279, e 208Pb/204Pb de 34,715 a 38,811. No Minério de Ferro as razões 206Pb/204Pb variam de 15,702 a 22,845, 207Pb/204Pb de 15,369 a 16,221, e 208Pb/204Pb de 35,169 a 38,467. Portanto, não foram observadas mudanças na assinatura isotópica ao longo do perfil de alteração, que indicassem eventos metamórficos, reativações tectônicas ou percolação de fluidos hidrotermais que perturbassem o geocronômetro Pb-Pb e acrescentassem material (Pb) oriundo de outras fontes, entretanto os processos intempéricos podem ter ocasionado remobilização de Pb nas amostras, mostrado pela sua grande dispersão no diagrama toriogênico. Na gênese e evolução das cavernas, além dos processos químicos, o relevo tem papel fundamental, atuando em dois momentos distintos. Primeiramente, facilitando a infiltração e percolação de águas meteóricas, canalizando-as para porções subterrâneas do platô, ocasionando a dissolução da camada silicosa e a formação do minério de ferro, perda de volume da rocha, abatimento das camadas e concomitante formação de cavernas. Em um segundo momento estas cavernas são expostas pelos processos de denudação do relevo que propiciam o recuo das encostas. Portanto, a análise dos processos químicos com o auxílio da petrografia e geoquímica, mostraram que os processos de dissolução e lixiviação são os processos primários na formação das cavernas que atrelados aos processos erosivos propiciam sua evolução. A análise dos processos químicos indica origem comum (intempérica) tanto para as cavernas quanto para o minério de ferro, provavelmente contemporâneos.
Acesso aberto (Open Access)
Quartzo magmático e hidrotermal do depósito de ouro São Jorge, província aurífera do Tapajós-PA: petrografia, MEV-CL e implicações metalogenéticas
(Universidade Federal do Pará, 2015-08-05) SOTERO, Aldemir de Melo; LAMARÃO, Claudio Nery; http://lattes.cnpq.br/6973820663339281
O Depósito São Jorge, localizado no município de Vila Riozinho, Província Aurífera do Tapajós, sudoeste do estado do Pará, está hospedado em rochas monzograníticas com 1,89 Ga, hidrotermalizadas em diferentes intensidades, pertencentes ao Granito São Jorge Jovem (GSJJ). Quatro tipos morfológico-texturais de quartzo (Qz1, Qz2, Qz3 e Qz4) foram identificados através de imagens de microscopia eletrônica de varredura-catodoluminescência (MEV-CL) nas associações minerais propostas por Borges et al. (2009) para a área do depósito de ouro São Jorge. Nas rochas mais preservadas (associação 1 e 2), ricas em anfibólio e biotita, ocorrem cristais anédricos de quartzo magmático, de luminescência moderada a alta (Qz1). Nas rochas alteradas (associações 2 e 3), fluidos pós-magmáticos a hidrotermais que afetaram o granito percolaram fraturas do Qz1 e cristalizaram Qz2 não luminescente (escuro). Nas rochas mais intensamente alteradas (associação 4), sucessivos processos de alteração, dissolução e recristalização deram origem a cristais de quartzo zonados, subédricos (Qz3) e euédricos (Qz4) tipicamente hidrotermais, sendo este último hospedeiro da mineralização aurífera. A evolução textural do quartzo está diretamente relacionada às atividades hidrotermais que afetaram as rochas do GSJJ. Imagens de elétrons retroespalhados (ERE) e análises semiquantitativas por espectroscopia por dispersão de energia (EDS), identificaram duas gerações de ouro: Au1, enriquecido em Ag (4,3 a 23,7%) e incluso ou associado a cristais de Py; Au2, enriquecido em Te (1,1 a 17,2%) e incluso no Qz4. O estudo de cristais de quartzo através de MEV-CL forneceu informações morfológico-texturais importantes para o entendimento dos processos hidrotermais que atuaram na área mineralizada do depósito de ouro São Jorge, podendo esta metodologia ser aplicada em estudos de quartzo de outros depósitos hidrotermais.

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