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

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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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As águas subterrâneas de Belém e adjacências: influência da Formação Pirabas e parâmetros físico-químicos para medidas de qualidade
(Universidade Federal do Pará, 1996-04-08) SAUMA FILHO, Michel; LIMA, Waterloo Napoleão de; http://lattes.cnpq.br/1229104235556506
Na Região Metropolitana de Belém (PA) o abastecimento de água à população é proveniente de mananciais (área fisiográfica do Utinga) e de uma rede de poços tubulares posicionais, em geral, em zonas urbanas mais afastadas ou onde o bombeamento é precário. Este trabalho avalia as águas subterrâneas utilizadas na Região Metropolitana de Belém, correlacionando dados de parâmetros físicos, físico-químicos e químicos, na tentativa de compor um quadro compreensível sobre a qualidade dessas águas, e verificar a influência que sofrem das unidades geológicas nas quais estão situados os aquíferos que as preservam. Para a execução dos trabalhos, procedeu-se a coleta de amostras de água em dois períodos sazonais diferentes: de estiagem e chuvoso. Após exaustiva consulta aos arquivos de empresas, instituições e de pesquisadores, foram selecionados 17 poços tubulares, sendo 9 em Belém, 5 em Icoaraci, 2 em Mosqueiro e 1 em Ananindeua (Anexo A). Os índices mais frequentes de turbidez situaram-se entre 9 e 14 unidades (ppm de SiO2), mas alguns poços apresentaram valores mais elevados (33, 41 e 71 ppm de SiO2. Somente em alguns casos, essa turbidez pode ser imediatamente correlacionada com o teor de sílica obtidos por análise química. As medidas de cor mais frequentes se encontram no intervalo de zero a 7,5 U.C., predominando o índice zero. No entanto, alguns poços apresentaram valor acima de 100 U.C. e outros, menos frequentes, com índices variando entre 20 e 60 U.C. Constituíram-se parâmetros bastante diferenciados o pH e a condutividade elétrica. Assim, foram verificados os índices mais elevados de pH e de condutividade elétrica nos aquíferos da Formação Pirabas. Nesses casos, o pH se apresentou em torno de 6,4 a 7,6 e a condutividade entre 231 e 362 µS/cm, com uma descontinuidade em 87,5 µS/cm, também atribuída a um poço associado à supracitada Formação. Águas mais ácidas (pH abaixo de 6,38 e acima de 4,01) são, certamente, atribuídas aos aquíferos do Grupo Barreiras e Pós-Barreiras. Os constituintes químicos, notadamente os teores de Ca2+, Mg2+, Na+ e K+, são condizentes com a interpretação dos valores numéricos de pH e condutividade elétrica. Sem exceção, as concentrações de Ca2+ são superiores às dos demais cátions, estabelecendo-se uma ordem decrescente segundo Ca2+> Mg2+> Na+>K+, com alguma inversão entre Na+ e Mg2+. As concentrações mais elevadas de Ca2+ (logo seguidas pelas de Mg2+) são resultantes da dissolução de carbonatos presentes no calcário Pirabas. Aliás, confirmando esta assertiva, também as concentrações de HCO-3 são bem mais elevadas dos que as concentrações de Cl- e SO2-4. É de se esperar, portanto, que a dissolução de sedimentos Pirabas produzem concentrações mais elevadas de Ca2+ e HCO-3. Os teores de sílica e ferro também discriminam tais águas. Em geral, os teores mais elevados de sílica correspondem às maiores profundidades, como, aliás, seria de se esperar, levando-se em conta a ação do intemperismo químico em minerais de silicato. Quanto ao ferro, este constitui um parâmetro diferenciador das águas da Formação Pirabas, quase sempre em teores bem mais baixos do que os valores correspondentes associados aos aquíferos Barreiras e Pós-Barreiras, havendo, no entanto, exceções, nas quais se registraram índices apreciáveis de ferro relacionado aos sedimentos Pirabas. Saliente-se que a Formação Pirabas aparece na Região Metropolitana de Belém quase sempre às profundidades maiores do que 100 m, havendo registro, no entanto, de profundidades menores, mas são situações, aparentemente, mais raras, como são os casos do poço número 3, no Campus Universitário, às proximidades do rio Guamá, com 76 m de profundidade, e o poço de 94 m do Museu Paraense Emílio Goeldi, em zona central da cidade (Anexo A). A exaustiva consulta aos já mencionados arquivos de instituições, empresas e pesquisadores levou à constatação de que muitos poços tubulares instalados na zona urbana aproveitam águas associadas aos aquíferos Barreiras e Pós-Barreiras, onde os valores de pH são quase sempre, abaixo de 6 unidades, e as medidas de condutividade elétrica raramente atingem 100 µS/cm. Constata-se, finalmente, que há necessidade de maiores investimentos no sentido de aumentar a prospecção e a utilização de águas subterrâneas na região, pois estas, além de dispensarem tratamento prévio à distribuição, ainda são uma fonte de recursos, não dimensionados, mas de grande potencial.
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Alteração hidrotermal e potencial metalogenético do vulcanoplutonismo paleoproterozoico da região de São Félix do Xingu (PA), Província Mineral de Carajás
(Universidade Federal do Pará, 2015-08-27) CRUZ, Raquel Souza; VILLAS, Raimundo Netuno Nobre; http://lattes.cnpq.br/1406458719432983
A região de São Félix do Xingu, centro-sul do Estado do Pará, expõe um sistema vulcano–plutônico excepcionalmente bem preservado e agrupado nas formações Sobreiro e Santa Rosa, nas quais foram reconhecidas alterações hidrotermais e mineralizações associadas. A Formação Sobreiro é constituída por fácies de fluxo de lava de composições andesítica, andesito basáltica e dacítica, conforme as proporções ou ausência de fenocristais de clinopiroxênio e/ou anfibólio. Fácies de rochas vulcanoclásticas ocorre geneticamente associada e é representada por tufos de cinza, cristais de tufo máfico, lapilli-tufo e brecha polimítica maciça. A Formação Santa Rosa é controlada por fissuras, formada por riolitos que compreendem fácies de fluxo de lava e fácies vulcanoclástica associada de tufos de cristais felsico, ignimbritos (tufo de cinza), lápilli-tufo, e brechas polimíticas maciças. Parte desse sistema é interpretado como ash-flow caldera parcialmente erodida e desenvolvida em vários estágios. Dados de petrografia, difração de raios X (DRX), microscopia eletrônica de varredura (MEV) e espectroscopia de infravermelho mostram as paragêneses de alterações hidrotermais que ocorrem nessas rochas. Em geral, os minerais de alteração desenvolvem cristais subeuédricos a anédricos e substituem minerais magmáticos. Os tipos de alterações hidrotermais identificados mostram-se incipientes a pervasivos, sendo distinguidas as alterações propilítica, sericítica, argílica e potássica, as quais se sobrepõem, além de fases fissurais de silicificação com hematita e carbonato associados. A alteração propilítica, predominante na Formação Sobreiro, apresenta ambos os estilos pervasivo e fissural. A paragênese resultante consiste de epidoto + clorita + carbonato + clinozoisita + sericita + quartzo ± albita ± hematita ± pirita, que é sobreposta por alteração potássica pervasiva ou controlado por fratura, representada principalmente por feldspato potássico + biotita ± hematita. Localmente, ocorre fratura com associação prehnita-pumpellyita precipitada que poderia estar relacionado com metamorfismo de baixo grau. A alteração sericítica é marcada pela ocorrência principalmente de sericita + quartzo + carbonato ± epidoto ± clorita ± muscovita. Manifesta-se principalmente nos tufos de cristais máficos. Entretanto, a sobreposição desses tipos de alteração fica evidenciada pelas relíquias de clorita da alteração propilítica e texturas das rochas, parcialmente obliteradas, em que restaram apenas pseudomorfos de plagioclásio sericitizado. Já na Formação Santa Rosa é pervasiva e caracterizada pela ocorrência de sericita + quartzo + carbonato. Apresenta-se também em estilo fissural, que é marcado pela presença de sericita + quartzo. É o principal tipo de alteração identificado nessa unidade, atribuindo às rochas coloração esbranquiçada. Dados de MEV mostram que, associados à alteração sericítica, ocorrem fosfatos de chumbo e terras raras além de ouro, bem como rutilo e barita. A alteração potássica ocorre mais subordinadamente, em geral associada aos pórfiros graníticos e, localmente, aos riolitos. A paragênese característica é conferida por microclínio + biotita + clorita + carbonato + sericita ± albita ± magnetita. A alteração argílica intermediária foi reconhecida nos riolitos e possivelmente corresponde aos estágios finais da alteração hidrotermal. É caracterizada pela presença de montmorillonita + illita + caolinita + clorita ± sericita ± caolinita ± haloisita ± quartzo ± hematita, os quais foram identificados por DRX e espectroscopia de infravermelho. A argilização confere às rochas coloração esbranquiçada a rosa esbranquiçada. Os tipos de alteração foram controlados principalmente pela temperatura, composição do fluido e pela relação fluido/rocha. São compatíveis com anomalias térmicas relacionadas com o magma envolvendo uma diminuição da temperatura e neutralização devido à mistura com água meteórica, semelhante ao que foi descrito em mineralizações baixo e intermediário-sulfidação. A identificação de ouro e fases de acessórios compatíveis fornecem importantes subsídios para pesquisas prospectivas na região, sobretudo para potenciais depósitos epitermais low-sulfidation de metais preciosos (ouro e prata) em sistemas vulcano-plutônicos com ash-flow calderas associadas, assim como depósitos do tipo pórfiro de Cu, Au e Mo.
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Ambiente geológico e mineralizações associadas ao granito Serra Dourada (extremidade meridional) Goiás
(Universidade Federal do Pará, 1983-08-29) MACAMBIRA, Moacir José Buenano; VILLAS, Raimundo Netuno Nobre; http://lattes.cnpq.br/1406458719432983
O granito Serra Dourada pertence a um conjunto de estruturas dômicas, em geral mineralizadas em cassiterita, achando-se situado no centro-leste de Goiás, onde dominam rochas das faixas de dobramentos Uruaçu e Brasília e do maciço mediano de Goiás. Objetivando-se contribuir aos conhecimentos petrológico, metalogenético e estratigráfico dessas rochas graníticas, selecionou-se a extremidade meridional da Serra Dourada para a realização deste estudo. Adotou-se como metodologia o mapeamento na escala 1:45.000, estudos petrográficos, minerográficos e geocronológicos, além da determinação dos teores de elementos maiores em rochas e alguns minerais, e de elementos traços em rochas. As rochas graníticas da Serra Dourada foram classificadas como sienogranitos, apresentando três variedades: anfibólio-biotita granito, muscovita-biotita granito e biotita granito, sendo a última dominante. O gráfico K-Rb indica um avançado grau de fracionamento para essas rochas e sugere um trend que se inicia no granito a anfibólio e termina naquele a muscovita. Por sua vez, a variação sistemática dos teores e razões de alguns elementos traços denuncia um íntimo relacionamento entre essas variedades, devendo significar intrusões múltiplas que correspondem a diferentes graus de fusão parcial do material original. Nas tentativas de datações pelo método Rb-SR, observou-se que os fenômenos subseqüentes ao alojamento inicial na crosta introduziram possíveis rejuvenescimentos isotópicos. Contudo, essas rochas graníticas forneceram idades convencionais máximas próximas de 2 b.a. As últimas fases magmáticas do granito Serra Dourada foram os pegmatitos que, no núcleo do batólito, são zonados e possuem água-marinha, enquanto que na borda são portadores de tantalita-columbita, esmeralda, muscovita e monazita. Em seguida, grandes quantidades de soluções hidrotermais enriquecidas em Sn e F atingiram tanto o granito como suas encaixantes, alterando-as para greisens. Ao contactarem os enclaves, as soluções precipitaram cassiterita, magnetita, fluorita e sulfetos. Veios com wolframita e rutilo se alojaram nas encaixantes mais próximas. Em temperaturas mais baixas, essas soluções geraram caulim ao atingirem os pegmatitos da faixa de contato. Vários tipos de enclaves foram identificados no granito: biotititos, soda-gnaisse, xenólitos de xistos e quartzitos, e anfibolitos. Os enclaves de soda-gnaisse têm natureza trondhjemítica e também apresentam variedades a anfibólio e biotita, a biotita e a biotita e muscovita. A semelhança da assembléia e do quimismo de algumas fases mineralógicas sugere uma consangüinidade entre a soda-gnaisse e o granito, com a possibilidade que sejam fragmentos parcialmente intactos das rochas que deram origem, por anatexia, ao material granítico. Por outro lado, os teores e razões anômalas de alguns elementos do soda-gnaisse indicam reação com o magma, que é enfatizada pela posição dessas rochas no gráfico K-Rb. Essa reação certamente afetou as razões isotópicas, permitindo apenas sugerir-lhes uma idade arqueana. Por sua vez, os biotititos possivelmente são restritos. A seqüência onde o granito Serra Dourada se alojou compõe-se de intercalações de xistos e quartzitos do Grupo Serra da Mesa. As mineralizações típicas do magmatismo ácido, greissens, pegmatitos e sills graníticos nos metassedimentos, além de xenólitos oriundos das encaixantes e foliação pronunciada nas bordas do corpo, depõem pelo caráter intrusivo do granito nesses metamorfitos, cujo evento tardi-sintectônico está associado com a formação do braquianticlínio, que concorda com o padrão estrutural regional. Através da assembléia mineralógica dessas rochas atestou-se condições do facies anfibolito baixo para a sua formação onde dominaram pressões acima de 4,5 Kb e temperaturas em torno de 550°C.
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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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Aspectos lito-estruturais das minas de ferro N4E e manganês do azul, Serra dos Carajás-Pará
(Universidade Federal do Pará, 1991-08-06) MARÇAL, Mônica dos Santos; COSTA, João Batista Sena; http://lattes.cnpq.br/0141806217745286
As áreas das minas de ferro (N4E) e de manganês (Azul) da região da Serra dos Carajás foram investigadas com ênfase na geologia estrutural, visando a definição do arranjo geométrico dos diversos corpos de minério e do quadro cinemático, bem como suas relações com a estruturação regional. A mina de ferro (N4E) é subdividida em dois segmentos denominados de Aba Leste e Aba Sul. Os litotipos ocorrentes nessa área são representados por itabitito friável (hematita mole HM, hematita dura HD), metajaspilito, rochas metavulcânicas e canga, sendo que, especificamente na Aba Sul, ocorrem minérios de hematita compacta (hematita semibranda HSB e hematita semi dura HSD). Grande parte das unidades rochosas está distribuída sob a forma de lentes e faixas descontínuas e acunhadas, com orientação geral N-S na Aba Leste e E-W na Aba Sul, desenhando um “J” com concavidade voltada para noroeste. A análise dos elementos estruturais presentes nas rochas de mina de N4E, em consonância com as informações disponíveis para a região da Serra Norte, permitiu a caracterização de três conjuntos de estruturas principais: o conjunto mais antigo compreende a foliação milonítica, as zonas de cisalhamento com caráter de cavalgamento oblíquo, a lineação de estiramento e as dobras associadas; o segundo conjunto se refere às zonas de cisalhamento transcorrentes dúcteis NW-SE, E-W e N-S que cortam e limitam o corpo de N4; o último conjunto corresponde às dobras e crenulações presentes ao longo de todo corpo de minério. Esses conjuntos de estruturas são interpretados no contexto de um único evento deformacional. Os litotipos que compõem a mina de manganês (Azul) são classificados em três tipos: Protominérios, Depósitos Superficiais e Depósitos Subsuperficiais. A lavra está sendo realizada atualmente na parte central da jazida, compreendida entre as linhas LT00 e LT800E, onde foram identificados os minérios relacionados com os depósitos superficiais e subsuperficiais. O primeiro inclui pisolitos (PIS), blocos (BL), plaquetas (PLT) e brechas manganesíferas (BLM), e o segundo abarca pelitos manganesíferos (PM), material manganesífero granulado (MMG) e material manganesífero maciço (MMM). Os vários tipos de minério de manganês apresentam-se ondulados, definindo estruturas sinformais e antiformais orientadas na direção E-W e associadas a cavalgamentos fortemente inclinados para norte. As minas de N4E e do Azul encontram-se na borda norte e na região centro-norte da macroestruturação divergente da Serra dos Carajás, respectivamente. Tal arranjo geométrico regional é interpretado como uma estrutura em flor positiva associada a um binário sinistral E-W. Nesse sentido, as unidades lito-estruturais das duas áreas estudadas devem ser entendidas como frações de uma bacia vulcano-sedimentar transcorrente invertida.
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Caracterização da alteração hidrotermal no alvo Coelho Central, depósito aurífero Pedra Branca, sequência Serra das Pipocas, maciço de Troia, com base em estudos isotópicos (O, H, S e C) e inclusões fluidas.
(Universidade Federal do Pará, 2019-05-08) LIMA, Rafael Guimarães Corrêa; KLEIN, Evandro Luiz; http://lattes.cnpq.br/0464969547546706
O depósito aurífero Pedra Branca está hospedado em rochas metavulcânicas riacianas do Greenstone Belt Serra das Pipocas, Maciço de Troia, um dos principais embasamentos arqueano/paleoproterozoico da Província Borborema. O depósito é formado por quatro alvos principais, Mirador, Queimadas, Igrejinha e Coelho Central e foi, recentemente, incluído na classe dos depósitos de ouro orogênico hipozonais com base no contexto geológico, tipos de alterações hidrotermais e dados isotópicos obtidos para os alvos Mirador e Queimadas. No alvo Coelho Central, as principais rochas hospedeiras do ouro são ilmenita- e granada anfibolitos formados a partir de protólitos máficos. Ocorrências subordinadas de ouro foram reconhecidas também em lentes de metadacitos e metatonalitos hidrotermalizados encaixados nos anfibolitos. Zonas hidrotermalizadas com mineralização aurífera associada mostram associações minerais formadas em condições equivalentes à fácies anfibolito. Foram reconhecidas (i) Venulações cálcio-silicáticas (diopsídio, titanita, calcita, epidoto e sulfetos), (ii) Venulações com hornblenda, albita, biotita e granada, com pirrotita e ouro associado, (iii) Alteração potássica rica em biotita, com pirrotita, ouro e teluretos e (iv) Veios de quartzo com ouro livre. Registros hidrotermais pós-mineralização são evidenciados por (v) Bolsões com epidoto, titanita e calcita, (vi) Cloritização e (vii) Carbonatação fissural rica em pirita, os quais marcam um estágio de deformação dúctil-rúptil, provavelmente já em condições de fácies xisto verde. O ouro ocorre principalmente como micropartículas inclusas em pirrotita, calcopirita, pentlandita e Copentlandita indicando sua associação com fases de enxofre, e subordinadamente com micropartículas livres em veios de quartzo. A associação metálica das zonas sulfetadas inclui ainda abundantes teluretos de Ag, Bi, Ni e Pb. A geotermometria por isótopos de O e H em silicatos hidrotermais estima um intervalo de temperatura entre 484 e 586 ºC para formação das alterações com ouro associado. A composição isotópica dos fluidos em equilíbrio com silicatos hidrotermais (quartzo, hornblenda, biotita, turmalina e titanita) mostra valores de δ18O (+6,8 a +10,7‰), δD (-58,4 a -35,5‰), tal como os valores de δ34S em sulfetos (-3,1 e +2,7‰) e de δ13C para calcita (-11,1 a -5,8‰), indicativos de fluidos oriundos de fonte magmáticohidrotermal profunda, com possível interação e mistura com fluidos da sequência Greenstone encaixante. Assembleias de inclusões fluidas reconhecidas em veios de quartzo revelam o predomínio de inclusões carbônicas, com densidade de até 1,15 g/cm3 e até 15 mol % de CH4, coexistentes com inclusões de nitrogênio, e também com variedades aquocarbônicas e aquosas de baixa salinidade (<9,7 % equiv. NaCl). Os critérios petrográficos e microtermométricos sugerem processo de imiscibilidade de um fluido CO2-H2O-NaCl-N2-CH4 como o responsável pela formação das inclusões observadas. Considerando este como o fluido mineralizador, desestabilização de complexos como Au(HS)-2 e precipitação de ouro e metais associados ocorreram por imiscibilidade e interação fluido-rocha, além de variações nas condições redox e pH do fluido entre 2,2 e 5,5 kbar (6,3 a 16,0 km). Tardiamente, um fluido com H2O-NaCl-CaCl2 circulou na área do alvo e contribuiu para a cristalização de calcita, com pirita e esfalerita associadas, em fraturas e falhas. As características acima apresentadas permitem ratificar o alvo Coelho Central e depósito associado como hospedeiros de uma mineralização aurífera hipozonal formada em condições de fácies anfibolito, a partir de fluidos magmáticos profundos ricos em CO2 que interagiram com a sequência metamórfica do Greenstone Belt Serra das Pipocas e precipitaram ouro e metais associados.
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O Depósito Aurífero Piaba no fragmento ratônico São Luis (NW-Maranhão): petrografia das rochas hospedeiras e fluidos mineralizadores
(Universidade Federal do Pará, 2012-08-29) FREITAS, Saney Cecílio Ferreira de; KLEIN, Evandro Luiz; http://lattes.cnpq.br/0464969547546706; https://orcid.org/0000-0003-4598-9249
O depósito aurífero Piaba tornou-se, em 2010, a primeira mina em operação no Fragmento Cratônico São Luís, noroeste do Maranhão. Seu ambiente geológico compreende rochas metavulcanossedimentares do Grupo Aurizona e granitoides da Suíte Tromaí, entre outras unidades menores, formadas em ambiente orogênico, de arcos de ilhas entre 2240 e 2056 Ma. A mineralização em Piaba se hospedou em um granodiorito granofírico fino (Granófiro Piaba) e em rocha subvulcânica andesítica do Grupo Aurizona. Os corpos de minério estão encaixados na falha Piaba de orientação ENE-WSW rúptil-dúctil e consistem em uma trama stockwork de veios e vênulas de quartzo com seus halos de alteração hidrotermal. O estudo petrográfico realizado em amostras obtidas em testemunhos de sondagem na zona mineralizada mostrou que as rochas hospedeiras do minério foram afetadas por intensa alteração hidrotermal, que provocou a transformação quase que por completo dessas rochas. Os produtos dessas modificações são minerais micáceos formados durante a sericitização e cloritização do granodiorito granofírico e da rocha andesítica, as quais ocorreram de forma pervasiva e fissural. Além disso, carbonatação, silicificação e sulfetação ocorreram em consequência da percolação de fluidos em condutos (fratura e falhas) ao longo da falha Piaba, formando as venulações. Esses últimos tipos aparentam estar associados com a precipitação do ouro. Estudos petrográficos, microtermométricos e por espectroscopia microRaman em grãos de quartzo das vênulas de uma zona stockwork definiram inclusões aquo-carbônicas bifásicas e trifásicas, produzidas por aprisionamento heterogêneo durante separação de fases, e fluidos aquosos tardios. O fluido aquo-carbônico, responsável pela mineralização, é composto por CO2 (5 – 24 mol %, densidade de 0,96-0,99 g/cm3), H2O (74 – 93 mol%), N2 (≤1 mol%), CH4 (≤1mol%) e 5,5% em peso equivalente de NaCl. O minério depositou a 267-302ºC e 1,25-2,08 kbar, correspondendo a profundidades de 4 a 7 km. A composição e intervalo de P-T de atuação do fluido mineralizador, combinadas com o caráter redutor (log ƒO2 -31,3 a -34,3) e a sulfetação das rochas hospedeiras, sugerem que o ouro foi transportado como um complexo sulfetado e que foi depositado em consequência da separação de fases, redução da atividade de enxofre e da ƒO2 por interação fluido-rocha. Essas condições são consistentes com a formação do depósito em regime rúptil, portando em condições mesozonais a epizonais. Por comparação com outras ocorrências auríferas similares já estudadas na região, as características geológicas e do fluido permitem atribuir a classe de depósitos de ouro orogênico para Piaba.
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Estudo de inclusões fluidas e química mineral do depósito aurífero do alvo Jerimum de Baixo, campo mineralizado do Cuiú-Cuiú, província aurífera do Tapajós, Pará
(Universidade Federal do Pará, 2018-03-06) OLIVEIRA, Helder Thadeu de; BORGES, Régis Munhoz Krás; http://lattes.cnpq.br/4220176741850416
O alvo Jerimum de Baixo está localizado no Campo Mineralizado do Cuiú-Cuiú, região central da Província Aurífera do Tapajós, Cráton Amazônico. O alvo abrange rochas monzograníticas, essencialmente isotrópicas, que foram fraca a fortemente hidrotermalizadas e portadoras de biotita rica em Fe. Cloritização, sericitização, sulfetação, silicificação e carbonatação são tipos de alteração mais importantes. A clorita produzida é enriquecida em Fe do tipo chamosita e foi formada principalmente entre 280 e 315°C, enquanto que a mica branca assume composições muscovíticas. A mineralização é representada por vênulas de quartzo com baixo teor de sulfetos (pirita + pirrotita ± calcopirita ± galena ± esfalerita) em que o ouro ocorre livre e em zonas mais fragilizadas e alteradas, geralmente associado à pirrotita. O estudo petrográfico e microtermométrico de inclusões fluidas hospedadas quartzo de vênulas definiu inclusões aquocarbônicas, carbônicas e aquosas. Os fluidos com CO2 representam o provável fluido mineralizador e foram gerados por processos de separação de fases entre 280 e 380°C, principalmente. Uma posterior infiltração e processos de mistura são indicados para os fluidos aquosos mais tardios. Temperaturas <400°C e o caráter redutor do meio (pirrotita compondo o minério) apontam para o H2S como o principal ligante no fluido mineralizador e o Au(HS)-2 como o complexo transportador primário do ouro. Separação de fases, modificações nas condições do pH e interação fluido/rocha foram os mecanismos importantes para a precipitação do Au, que se deu em nível rúptil a localmente rúptil-dúctil da crosta (entre 2 e 6 km). Em linhas gerais, Jerimum de Baixo guarda similaridades com os outros depósitos/alvos previamente estudados no Campo Mineralizado do Cuiú-Cuiú no que tange à alteração hidrotermal, tipos de fluidos e mineralização. As feições observadas em Jerimum de Baixo não permitem um enquadramento classificatório absolutamente adequado a nenhum dos modelos tipológicos metalogenéticos clássicos. Características como tipo e estilo da alteração hidrotermal, tipo e teor de sulfetos, tipos de fluidos envolvidos, profundidade estimada para a mineralização, associação metálica (p. ex., S, Bi, Te), juntamente com a boa correspondência entres os dados levantados em outros depósitos/alvos no Campo Mineralizado do Cuiú-Cuiú indicam para o alvo Jerimum de Baixo um jazimento aurífero com filiação magmático-hidrotermal, com maior similaridade com aqueles depósitos relacionados a intrusões reduzidas (reduced intrusionrelated gold systems – RIRGS).
Acesso aberto (Open Access)
Estudo dos fluidos hidrotermais relacionados às "brechas" mineralizadas com sulfetos de ouro da área Bahia-Carajás
(Universidade Federal do Pará, 1998-11-23) ALMADA, Maria do Carmo Oliz; VILLAS, Raimundo Netuno Nobre; http://lattes.cnpq.br/1406458719432983
O depósito Bahia está hospedado no Grupo Igarapé Bahia, de idade arqueana, que ocorre na Província Mineral de Carajás (SE do Pará). Esse grupo é constituído por rochas metavulcânicas básicas, metapiroclásticas e metassedimentares clásticas, além de formações ferríferas bandadas e brechas, sendo cortado por diques de composição básica. Todo esse pacote rochoso apresenta-se intensamente alterado por hidrotermalismo que gerou associações minerais compatíveis com as fácies xisto verde. O depósito Bahia é constituído pelos corpos Acampamento Norte, Acampamento Sul, Furo Trinta e Alemão. Nos três primeiros a mineralização é disseminada e está hospedada sobretudo em brechas. O último, de descoberta mais recente, é formado por lentes de sulfeto maciço. O presente trabalho apoiou-se em testemunhos de sete furos de sondagens que foram executados no Corpo Acampamento Sul. As brechas ocorrem no contato, hoje verticalizado, entre as rochas metavulcânicas básicas e metassedimentares clásticas e apresentam, geralmente, contatos gradacionais com as rochas encaixantes. Os clastos são originários de rochas metavulcânicas de composição básica e de formações ferríferas bandadas, constituindo fragmentos angulosos a subangulosos com dimensões mais freqüentes entre 1 a 3 cm. A matriz consiste de clorita, siderita, calcopirita, quartzo, magnetita, turmalina e calcita, com predomínio, em geral, de um ou dois desses minerais. A razão matriz/clastos é variável e algumas brechas mostram leve foliação da matriz e orientação dos clastos. Às vezes, intercalados às brechas, ocorrem leitos maciços de magnetita e de sulfetos. A essas brechas é sugerida uma origem freática, cujos fragmentos foram retrabalhados e transportados para zonas mais profundas por correntes de detritos. Nas brechas, a mineralização também ocorre em veios e bolsões nos quais os sulfetos juntam-se ao quartzo e/ou siderita e é mais enriquecida em cobre e ouro do que nas rochas encaixantes. A calcopirita e a pirita são os principais sulfetos em todos os tipos litológicos, mas nos leitos maciços estratiformes de magnetita e sulfetos a bornita também está presente. A magnetita é um mineral abundante, ocorrendo nos fragmentos de formação ferrífera bandada, disseminada na matriz das brechas ou em leitos maciços. Cloritização, carbonatação, magnetização e sulfetação são os mais importantes tipos de alteração hidrotermal, registrando-se, de forma subordinada, também silicificação e turmalinização. A cloritização, afetou quase todas as rochas em maior ou menor grau, emprestando-lhes uma coloração esverdeada característica. A carbonatação, magnetização e sulfetação são representadas, respectivamente pela precipitação da siderita e calcita, da magnetita e da calcopirita, pirita e bornita. Estudos em cristais de quartzo revelaram inclusões aquosas bifásicas e trifásicas químicamente representadas pelo sistema H2O-NaCl-CaCl2, com salinidade variável (5,3 - 41,5 % em peso eq. Na Cl). Também foram constatadas inclusões com CO2 puro, algumas com traços de N2. As temperaturas de homogeneização foram mais freqüentes nos intervalos de 110-140ºC para inclusões bifásicas e 150-225ºC para inclusões trifásicas aquosas. Com a correção de pressão feita, as condições prevalecentes para a formação do depósito Bahia foram estimadas em 160-240ºC e 1-2 kbar. Os fluídos aquosos foram interpretados como água do mar modificada em decorrência de movimento cognitivo que a fez circular e lixiviar metais do pacote vulcanossedimentar para posterior deposição na forma de sulfetos. Já os fluidos carbônicos são de provável fonte mantélica e responsáveis pela precipitação da siderita. O geotermômetro da clorita mostrou-se inadequado para definir as paleotemperaturas, haja vista resultados bem dispares obtidos de acordo com a equação e correção para o Al (IV) utilizadas. As características geológicas do depósito Bahia favorecem interpretá-lo como um depósito vulcanogênico tipo Besshi, que pode ter incorporado, durante eventos posteriores, urânio e terras raras que nele ocorrem com teores anômalos.
Acesso aberto (Open Access)
Estudo hidrogeoquímico das regiões de Salobo e Pojuca, Carajás-PA
(Universidade Federal do Pará, 1992-07-20) SILVA, José Francisco Berrêdo Reis da; RAMOS, José Francisco da Fonseca; http://lattes.cnpq.br/8189651755374537
Este estudo tem por finalidade verificar a utilização do método de prospecção hidrogeoquímica em águas drenando as rochas metassedimentares e metavulcânicas das áreas Salobo e Pojuca, mineralizadas a Cu e Cu-Zn, respectivamente. Como resultado, a composição química destas águas é bicarbonatada, com importantes contribuições de Mg, Na e Ca e altos teores de sílica, que caracterizam relações geoquímicas evidentes entre o meio aquoso e a geologia destas regiões. O pH das águas é fracamente ácido, com baixas concentrações de sulfato, contrário ao observado em áreas de mineralogia semelhante. O regime pluvial contribue para a manutenção dos teores de sólidos totais dissolvidos, removendo sais solúveis acumulados em períodos de estiagem, auxiliado pela topografia. A utilização dos metais pesados dissolvidos para a localização dos depósitos minerais é bastante limitada, com grandes concentrações ligadas aos sedimentos de corrente, provavelmente fases oxi-hidratadas de ferro e manganês. O zinco, contudo, possue teores elevados em solução, acima dos background estabelecido, capazes de delinear halos hidrogeoquímicos importantes na “Área Pojuca”.
Acesso aberto (Open Access)
Estudos de inclusões fluidas e isotópicos (Sr, C, O, H) e implicações para a mineralização aurífera no alvo Enche Concha, Cinturão Gurupi.
(Universidade Federal do Pará, 2019-08-19) MELO JUNIOR, Reinaldo Fontoura; KLEIN, Evandro Luiz; http://lattes.cnpq.br/0464969547546706
O Cinturão Gurupi é um orógeno Neoproterozoico de orientação NNW-SSE desenvolvido na borda sul-sudoeste do Fragmento Cratônico São Luis, de idade Paleoproterozoica. Este cinturão é composto por sequências metavulcanossedimentares, gnaisses e várias gerações de rochas plutônicas que representam fragmentos retrabalhados da borda cratônica e porções do embasamento sobre o qual se ergueu o Cinturão Gurupi no Neoproterozoico. A Formação Chega Tudo é uma sequência metavulcanossedimentar do Riaciano, que se caracteriza por ser uma faixa estreita e alongada segundo a direção NW-SE, que se confunde com a Zona de Cisalhamento Tentugal, principal controladora das mineralizações auríferas do cinturão. As rochas dessa unidade apresentam-se invariavelmente xistosas e/ou milonitizadas, localmente dobradas, sendo esta unidade composta por uma alternância de rochas metavulcânicas, metavulcanoclásticas e metassedimentares. O Alvo Enche Concha é um dos prospectos auríferos hospedados na Formação Chega Tudo e aquisão apresentados estudos para melhor definição de suas características geológicas e aspectos genéticos. Os resultados mostram que as rochas hospedeiras são filitos, dacitos e zonas de brechas. Os filitos são rochas de coloração preta esverdeadas, constituídas essencialmente por quartzo, micas e carbonato. Os dacitos são rochas de coloração cinza esbranquiçada constituídas basicamente por plagioclásio e quartzo. As zonas brechadas são rochas fragmentárias, não coesas, sem trama tectônica evidente e constituídas por fragmentos de veios de quartzo e carbonato e por fragmentos de filito. Os tipos de alteração hidrotermal definidos são: (i) silicificação, (ii) sericitização, (iii) carbonatação e (iv) sulfetação, além da deposição do ouro. Foram identificados na associação de sulfetos pirita (predominante), esfalerita e calcopirita. O ouro ocorre como inclusões nos três sulfetos, com teores de até 6%, como identificado em análises por Microscopia Eletrônica de Varredura. As inclusões fluidas ocorrem em veios de quartzo e foram classificadas como do tipo 1 (aquocarbônicas bifásicas - H2Olíquido - CO2líquido ou H2Olíquido - CO2vapor), e do tipo 2 (aquosas monofásicas e bifásicas - H2Olíquido e H2Olíquido - H2Ovapor). As inclusões do tipo 1 forneceram valores de temperatura de fusão do CO2 (TfCO2) entre -56,6 e -57,3º C, o que permite inferir que o principal componente volátil da fase carbônica dessas inclusões é o CO2. Os valores de temperatura de homogeneização do CO2 (ThCO2) estão entre 12 e 25,6º C (densidade global entre 0,7 e 1 g/cm3, densidade do CO2 entre 0,2 e 1 g/cm3). Quanto a temperatura de fusão do clatrato (TfClat) foram obtidos resultados entre 6 e 8,4º C, o que define salinidades entre 4,4 e 5,3% em peso equivalente de NaCl. A temperatura de homogeneização total (Tht) dessas inclusões variou entre 251 e 369º C, com homogeneização para os estados líquido e vapor. As inclusões do tipo 2 apresentaram valores de temperatura de fusão do gelo (Tfg) entre -0,1 e -4,1º C, com temperaturas de homogeneização total (Tht) entre 167 e 342º C e homogeneização para a fase líquida. Estas inclusões apresentaram valores baixos de salinidade, entre 0,18 e 6,3% em peso equivalente de NaCl, e densidade global entre 0,7 e 0,9 g/cm3. A coexistência de inclusões aquosas e aquocarbônicas em um mesmo intervalo de Tht, além de inclusões que homogeneizaram para a fase líquida e para a fase vapor, sugerem processos de imiscibilidade de fluidos. A composição isotópica do oxigênio e carbono foi determinada em quartzo e calcita hidrotermais e do hidrogênio foi determinada em inclusões fluidas. O quartzo mostra valores de δ18O de +15,25 a +17,74‰. Os valores de δ18O e δ13C em calcita variam, respectivamente, entre +14,32 e +16,24‰ e -9,83 a -15,12‰. Valores de δ13C inferiores a - 10‰ sugerem contribuição de C orgânico das rochas encaixantes. Valores de δD obtidos dos fluidos de inclusões forneceram resultados de -25 e 28‰. O conjunto de valores (O-H) sugere composição metamórfica para os fluidos mineralizantes. A composição isotópica do estrôncio obtida em calcita hidrotermal mostra baixas razões 87Sr/86Sr, que variam de 0,702699 e 0,705141, sendo pouco radiogênicas. Estes resultados indicam origem de fontes profundas da crosta inferior ou manto e não devem ter contribuição das rochas regionais do Cinturão Gurupi. Os dados integrados indicam que a mineralização no Alvo Enche Concha possui características muito similares às dos demais depósitos de ouro orogênico do Cinturão Gurupi.
Acesso aberto (Open Access)
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.
Acesso aberto (Open Access)
Estudos isotópicos (Pb e Nd) e de química mineral do depósito aurífero Cipoeiro, Cinturão Gurupi, estado do Maranhão
(Universidade Federal do Pará, 2018-04-27) EL-HUSNY NETO, Chafic Rachid; KLEIN, Evandro Luiz; http://lattes.cnpq.br/0464969547546706
O depósito aurífero orogênico de Cipoeiro, localizado no Cinturão Gurupi, Estado do Maranhão, está hospedado em tonalito da Suíte Intrusiva Tromaí (2148 Ma) e possui a maior concentração de ouro conhecida até o momento (61,9 t Au). Visando contribuir com o conhecimento sobre a metalogenia do depósito, este trabalho buscou: definir a composição e sequencia temporal da mineralogia hidrotermal e/ou dos tipos de alteração hidrotermal; investigar a composição química do minério; identificar potenciais fontes do Pb e Nd na mineralização; e estimar a idade do evento mineralizador. Os estudos mostraram que o tonalito hospedeiro está fortemente alterado pelo hidrotermalismo e localmente por deformação dúctil, obliterando suas estruturas primárias. A alteração hidrotermal possui variação distal e proximal e ocorre de forma pervasiva e fissural/venular. A alteração distal é pervasiva e gerou uma assembleia composta por clorita e sericita. A alteração proximal é pervasiva e fissural/venular e gerou assembleia que compreende quartzo, clorita, sericita, calcita, pirita e quantidades subordinadas de calcopirita, esfalerita e galena, além da mineralização aurífera associada a um conjunto de teluretos. O ouro ocorre de três formas: (1) partículas inclusas na pirita, (2) precipitado em fraturas de pirita, e (3) livre, junto aos veios de quartzo. Os teluretos são petzita (Ag-Au), hesita (Ag) e sylvanita (Au-Ag), e em menor quantidade coloradoita (Hg), kochkarita (Pb-Bi) e volynskita (Ag-Bi). As condições de mineralização são compatíveis com a fácies xisto verde (~300°C). A partir do equilíbrio clorita-pirita-esfalerita e da composição dos teluretos foi estimado log fO2 no intervalo de - 29,6 a -33,2 e log fS2 de -9,6 a -10,6, o que indica fluido relativamente reduzido e, em conjunto com os demais dados físico-químicos disponíveis na literatura, sugere transporte por complexo reduzido de enxofre. Estudos isotópicos, Pb em pirita e Nd em calcita, permitiram considerar que a fonte do fluido é provavelmente originária da mistura de fontes distintas, ocorrida pela interação fluido-rocha durante a ascensão do fluido por estruturas até o local de deposição do minério. A idade para o depósito não pôde ser definida de forma categórica, entretanto, isótopos de Pb e Nd indicam o Paleoproterozoico como idade mais provável da mineralização.
Acesso aberto (Open Access)
A Formação Palmeiral (Proterozóico Superior) na serra dos Pacaás Novos, oeste de Rondônia
(Universidade Federal do Pará, 1997-03-18) BAHIA, Ruy Benedito Calliari; TRUCKENBRODT, Werner Hermann Walter; http://lattes.cnpq.br/5463384509941553
A Serra dos Pacaás Novos, localizada na região oeste do Estado de Rondônia, nas adjacências da cidade de Guajará Mirim, e encaixada na porção ocidental do Cráton Amazônico, é constituída mormente de conglomerados e arenitos da Formação Palmeiral, do Proterozóico Superior. Esta idade é baseada na datação Rb/Sr de rochas vulcânicas básicas intercaladas na base desses depósitos, da parte oriental da serra. A Formação Palmeiral, objeto deste trabalho, foi estudada sob os pontos de vista faciológico e tectono-estrutural. A análise faciológica distinguiu 6 litofácies que incluem: (1) ortoconglomerado maciço ou com estratificação incipiente, como fácies predominante (Gm); (2) arenito com estratificação horizontal (Sh); (3) arenito com estratificação cruzada acanalada (St); (4) arenito com estratificação cruzada tabular (Sp); (5) arenito com estratificação sigmoidal (Sl); e (6) arenito maciço (Sm). A fácies conglomerática, interpretada como barras longitudinais ou lençóis empilhados, gerados durante eventos de alta descarga, contém níveis de lentes arenosas, que representam depósitos formados durante períodos de baixa descarga em canais menores. Esta variação na descarga, aliada com a capacidade transportadora variável do fluxo, e a pouca profundidade do leito sugerida pela estruturação dos lençóis conglomeráticos, aponta para os sedimentos Palmeiral, um estilo fluvial “braided”, semelhante ao tipo “Scott” de MIALL (1977). Entretanto, ficam dúvidas se este padrão relaciona-se a um sistema fluvial proximal ou leque fluvial. Corpos conglomeráticos com fácies comparáveis àquelas da Serra dos Pacaás Novos, encontradas a mais de 100 km a norte da serra mostrando o mesmo padrão de paleocorrente para SW, parecem favorecer a interpretação de um sistema fluvial proximal. A proveniência dos depósitos Palmeiral é indicada pelos diferentes tipos de seus eixos; ocorrem seixos de quartzo, quartzito, arenito e rochas vulcânicas, os quais apenas em parte são oriundos do embasamento cristalino. Contudo, fragmentos de rochas do embasamento mais próximo (Complexo Jamari), que bordeja a serra, não foram encontrados. A Formação Palmeiral passou por vários processos diagenéticos incluindo sobrecrescimento de quartzo, formação de caulinita e ilitização. Podem ocorrer pseudomorfos de ilita a partir de caulinita. A dissolução por pressão é bem documentada por concavidades em seixos da fácies conglomerática. Na Serra dos Pacaás Novos, A Formação Palmeiral está confinada numa estrutura de graben, que possivelmente no Cenozóico sofreu inversão de relevo,, responsável pela atual configuração morfológica da serra. A análise estrutural dessa formação possibilitou a separação de três setores. O setor I, situado no extremo norte da serra, apresenta a forma da cunha, com direção geral NE-SW, caracterizada pelas falhas/fraturas rúpteis-dúcteis verticalizadas. O setor II, com orientação WNW-ESE, ocupa a porção central da serra. Encoberto parcialmente por sedimentos recentes, é constituído por zonas de cisalhamento dúcteis que interligam-se formando amêndoas, verticalizando o acamamento das rochas. O setor III, localizado na parte sul da serra, apresenta duas zonas de cisalhamento dúcteis, na direção E-W, resultando num duplex transcorrente.
Acesso aberto (Open Access)
Geologia e metalogênese do ouro do greenstone belt da Serra das Pipocas, Maciço de Troia, Província Borborema, NE - Brasil
(Universidade Federal do Pará, 2018-12-13) COSTA, Felipe Grandjean da; KLEIN, Evandro Luiz; http://lattes.cnpq.br/0464969547546706
O Maciço de Troia representa um dos principais domínios de embasamento arqueano/paleoproterozoico da Província Borborema, NE-Brasil, compondo-se principalmente de terrenos granito-greenstone riacianos e gnaisses TTGs de idades neoarqueanas. Os greenstone belts paleoproterozoicos do Maciço de Troia compartilham idades, características litoestratigráficas e mineralização aurífera, com aspectos similares de outros greenstone belts riacianos dos crátons adjacentes. Uma idade U-Pb em zircão de 2185 ± 4 Ma foi obtida para metatonalito pré-colisional (tonalitos Mirador) com afinidade geoquímica semelhante à adakitos. Para plutons potássicos colisionais (Suíte Bananeira) obteve-se as idades U-Pb em zircão de 2079 ± 4 Ma para um quartzo monzonito deformado e 2068 ± 5 Ma para um granito equigranular menos deformado. Ambos são cálcio-alcalinos de alto-K, derivados da fusão parcial de fonte crustal. As idades modelo Hf em zircão de todos os granitoides variam entre 2800 e 2535 Ma, evidenciando que componentes de crosta arqueana contribuíram para a gênese do magmatismo. No entanto, zircões herdados com c. 2.3 Ga mostraram valores de Ɛ_Hf(t) de c. +4,9, indicando que crosta paleoproterozoica menos radiogênica (juvenil) também participou como fonte de magma. A mineralização de ouro no greenstone belt da Serra das Pipocas está associada a zona de cisalhamento, e a principal área mineralizada (o depósito de Pedra Branca) se estabeleceu no limite estratigráfico da unidade metavulcânica máfica e metassedimentar da sequência greenstone. O estágio principal da mineralização aurífera é encontrado em associação com veios de quartzo, alteração cálcio-silicática (diopsídio, feldspato potássico, anfibólio, titanita, biotita, pirita, albita, magnetita ± carbonatos) e abitização (albititos). Ouro livre comumente se precipita em estreita associação espacial com magnetita e teluretos de ouro e prata. Duas assembleias de inclusões fluidas foram identificadas em veios de quartzo associados à alteração cálcio-silicática. A assembleia 1 é caracterizada por trilhas pseudo-secundárias que mostram a coexistência de três tipos de inclusões fluidas (aquosas, aquo-carbônicas e carbônicas), sugerindo formação durante a separação de fases (imiscibilidade de fluidos). A intersecção das isócoras médias para inclusões aquosas e carbônicas coexistentes sugere condições de PT de 495°C e 2.83 kbar (10.5 km de profundidade), semelhante a condições de PT de depósitos de ouro orogênico hipozonal. A assembleia 2 é representada por inclusões fluidas secundárias, aquosas e de baixa temperatura (Th < 200°C), provavelmente não relacionadas à mineralização aurífera. Os valores de δ¹⁸O, δD e δ¹³C dos minerais hidrotermais (quartzo, calcita, biotita, hornblenda e magnetita) evidenciam valores de δ¹⁸O do fluido variando de +8,3 a +11,0 ‰ (n=59), δD do fluido de -98 a -32‰ (n=24) e valores de δ¹³C de calcita de -6,35 a -9,40 ‰ (n=3). A geotermometria por isótopos de oxigênio em pares de quartzo-magnetita forneceu temperaturas de 467 a 526°C (n=7, média de 503°C), que provavelmente, representa a temperatura de deposição de ouro. A associação de ouro com magnetita e teluretos sugere um fluido formador de minério proveniente de magmas oxidados, semelhante àqueles interpretados como “depósitos de ouro orogênico relacionado a intrusões oxidadas”, comumente descrito em outros greenstone belts pré-cambrianos (ex., Abitibi e Eastern Goldfields). Quatro eventos de deformação (Dn, Dn+1, Dn+2 e Dn+3) são reconhecidos no greenstone belt da Serra das Pipocas. O evento Dn é responsável pela foliação Sn, paralela ao acamamento (So) da pilha metavulcanossedimentar. O evento Dn+1 é caracterizado pela foliação Sn+1, de mergulho principal para SE, sendo plano-axial a uma série de dobras assimétricas que evidenciam transporte tectônico para NW. O evento Dn+2 representa a fase de deformação transcorrente e o evento Dn+3 é caracterizado por deformação dúctil-rúptil. O estágio principal da mineralização de ouro é encontrado em veios de quartzo deformados, associados à alteração de alta temperatura (cálcio-silicática e albitização), no entanto, ocorrência de ouro (± Te, Ag) em estruturas Dn+3 (dúctil-rúptil) também foi observada. Uma idade U-Pb em titanita de 2029 ± 28 Ma foi obtida para a alteração de cálcio-silicática (e mineralização de ouro). No entanto, a forte perda de Pb dos grãos de titanita define uma idade de 574 ± 7 Ma no intercepto inferior da linha discórdia, evidenciando metamorfismo neoproterozoico. A idade U-Pb em zircão de 575 ± 3 Ma para diques sin-tectônicos à deformação Dn+3, sugere que a deformação progressiva (Dn+1, Dn+2 e Dn+3) é provavelmente de idade Neoproterozoica, com tensor de compressão máxima (σ1) na direção WNW-ESE. No entanto, em escala local, registros de deformação paleoproterozoica (Dn) ainda estão preservados. Como modelo genético para o depósito de ouro de Pedra Branca, é sugerido aqui, uma mineralização de ouro orogênico controlada por dois estágios de exumação tectônica; (1) mineralização de ouro orogênico hipozonal ocorreu em c. 2029 Ma, após pico do metamorfismo de alto grau e durante primeira exumação tectônica da sequência greenstone, e, posteriormente, em c. 575 Ma, (2) mineralização aurífera tardia (remobilização?) ocorreu em nível crustal mais raso, durante o segundo estágio de exumação tectônica, associado à orogênese Brasiliana/Pan-Africana.
Acesso aberto (Open Access)
Geologia e mineralizações auríferas da área do Garimpo do Manelão, região do Bacajá (Pa)
(Universidade Federal do Pará, 1995-03-14) SOUZA, Valmir da Silva; KOTSCHOUBEY, Basile; http://lattes.cnpq.br/0096549701457340
A área do Manelão está inserida no Cinturão de Cisalhamento Itacaiunas situado no centro-oeste do Estado do Pará. As unidades litoestratigráficas arqueanas-proterozóicas reconhecidas nesta área são granitos e gnaisses do Complexo Xingu, anfibolitos, micaxistos e quartzitos da seqüência vulcano-sedimentar São Manoel e o monzogranito estratóide intrusivo Felício Turvo. Diques de gabro e diabásio do Mesozóico, lateritas cenozóicas e depósitos coluviais e aluviais recentes completam o quadro litoestratigráfico. As principais estruturas identificadas na área foram originadas por uma deformação regional transcorrente sinistral de natureza ductil a ductil-ruptil que envolveu um transporte de massa rochosa de ESE para WNW. Tal tectonismo causou um metamorfismo de fáceis anfibolito baixo a médio, embora, localmente, um hidrotermalismo mais intenso provocou alteração de fácies xisto verde alto. O ouro ocorre tanto em veios alojados nos anfibolitos e xistos da seqüência vulcano-sedimentar São Manoel como na cobertura laterítica e nos depósitos aluviais/coluviais. Foram identificados dois sistemas de veios, um com direção N70E e mergulho de 80° para NW, o outro com direção N23E e mergulho igual ao anterior. Nestes corpos o ouro encontra-se essencialmente na forma livre, em partículas de baixa pureza (cerca de 870) que preenchem fraturas na ganga quartzosa ou quartzo-albitica. Acredita-se, ademais, que a pirita disseminada tanto nos veios como nas rochas encaixantes milonitizadas e fortemente alteradas contém também ouro sub-microscópico. A alteração hidrotermal resultou num zoneamento grosseiro nas rochas encaixantes. Ao contato com os veios observa-se normalmente uma alteração filica enquanto que a zona intermediária exibe propilitização. A zona externa é marcada sobretudo por uma intensa epidotização das rochas. Os minerais metálicos, pirita (duas gerações), pirrotita, calcopirita, ilmenita e rutilo encontram-se na forma de cristais ou pequenos agregados disseminados e são mais abundantes nas rochas encaixantes que nos próprios veios. O estudo de inclusões fluidas revelou que os fluidos mineralizantes foram essencialmente soluções aquosas de baixa temperatura (temperatura mínima de 160-180°C) de salinidade baixa a moderada (provavelmente H2O-KCl-CaCl2 e H2O-NaCl-CaCl2) e de baixa densidade (0,9 - 1,1 g/cm3). Raras inclusões trifásicas sugerem, no entanto, que soluções de alta temperatura e de salinidade elevada participaram igualmente no processo mineralizante. Embora o CO2 não tenha sido detectado nesta avaliação preliminar, a sua presença em quantidades subordinadas não pode ser descartada. Haja visto a predominância no sistema de sulfetos e de baixas temperaturas de aprisionamento de fluidos, o ouro parece ter migrado principalmente sob a forma de thio-complexos. Na cobertura laterítica desenvolvida sobre a seqüência São Manoel o ouro ocorre em finas partículas ou pequenas pepitas de alta pureza (cerca de 985) com freqüências intercrescidas com oxi-hidróxido de ferro tanto na zona mosqueada como em fragmentos reliquiares da crosta ferruginosa. O elevado grau de pureza do ouro laterítico sugere que a mobilização do metal ocorreu sobretudo após complexação com ligantes orgânicos e thiosulfáticos. A lixiviação da prata nas partículas de ouro primário pode também ter sido responsável pela significativa diferença de pureza. Partículas de ouro e pepitas encontram-se igualmente dispersas na matriz argilosa dos depósitos coluviais. Finalmente, o ouro forma concentrações de relevante valor econômico no horizonte de cascalho inferior das acumulações aluviais.
Acesso aberto (Open Access)
Geologia e petrologia da região central da Serra da Cordilheira-Goiás
(Universidade Federal do Pará, 1984-09-21) TEIXEIRA, Nilson Pinto; DALL'AGNOL, Roberto; http://lattes.cnpq.br/2158196443144675
A área em foco foi mapeada na escala 1:100.000 e situa-se a oeste da cidade de Araguaína (Goiás) em região localizada nos distritos de Aragominas (antigo Pé do Morro) e Muricilândia e nas suas adjacências. Está limitada pelos paralelos de 7°00'00" e 7°25'23" de latitude sul e pelos meridianos de 48°23'36" e 48°40'00" de longitude oeste, perfazendo um total de aproximadamente 1395km². Geologicamente, situa-se, em sua maior parte, no interior da Faixa de Dobramentos Araguaia. Nessa área ocorrem as estruturas dômicas de Grota Rica e Cocalândia em cujos núcleos afloram rochas gnáissicas, anfibolitos e rochas álcali-alumino-magnesianas, que constituem o Complexo Colméia. Essas estruturas são semelhantes às descritas anteriormente nas regiões de Xambioá, Lontra, Colméia, Cantão, Rio Jardim e Rio Cunhãs, sendo realçadas pelos quartzitos e mica-xistos da Formação Morro do Campo. Esta passa gradativamente a mica-xistos da Formação Xambioá, que são os tipos litológicos dominante regionalmente. A Formação Xambioá contém ainda, localmente, lentes de anfibolitos. O conjunto das rochas constitutivas da Formação Morro do Campo (inferior) e Xambioá (superior) compõe o Grupo Estrondo. Corpos ultrabásicos metamorfisados, ocorrem localmente, formando morros alinhados de disposição submeridiana. Esses corpos ultrabásicos, juntamente com as unidades do Grupo Estrondo, constituem o Super Grupo Baixo Araguaia. O Grupo Estrondo acha-se encoberto a leste pelos sedimentos da Formação Pimenteiras da Sinéclise do Parnaíba e a oeste por Coberturas terciário-quaternárias. Entre as rochas gnáissicas do complexo Colméia, foram identificados gnaisses trondhjemíticos e graníticos, sendo os primeiros amplamente dominantes. Nos gnaisses trondhjemíticos, foram descritos dois bandamentos (1 e 2). O bandamento 1 tem ocorrências restritas e mostra-se dobrado pelo menos duas fases deformativas, sendo que o primeiro dobramento, ausente nas demais unidades, apresenta orientação e se relaciona a um ciclo termotectônico mais antigo (presumivelmente de arqueano), enquanto que o segundo com orientação N-S, está relacionado ao ciclo termo-tectônico gerador das rochas constitutivas do Super Grupo Baixo Araguaia (do Précambriano Superior). O bandamento 2 associa-se a esse ciclo, é fortemente penetrativo, trunca localmente e bandamento 1, apresentando uma disposição pararela ao traço axial (em planto) do segundo dobramento. O bandamento 2 mostra-se no geral amoldado às estruturas dômicas. Associados ao primeiro ciclo (arqueano) e concordantes com o bandamento 1, ocorrem veios quartzo-feldspáticos, ao que tudo indica relacionados com a fase mais antiga. Existem ainda outros veios quartzo-feldspáticos, ora concordantes, ora discordantes, com o bandamento 2. Quimicamente os gnaisses trondhjemíticos apresentam, quase sempre, composição pouco variável, ocorrendo o mesmo com os gnaisses graníticos. Os veios quartzo-feldspáticos concordantes e discordantes com o bandamento 2 têm sua origem atribuída a processos anatéxico, que ocorreram em profundidade, durante o segundo ciclo (do Précambriano Superior). Esses processos foram parciais e restritos, e aliados a outros fatores, permitiram a ascensão diapírica dos gnaisses do Complexo Colméia cujo alojamento gerou as estruturas dômicas, sob condições metamórficas equivalentes ao grau médio. Na Formação Xambioá, as rochas dominantes - mica-xistos- revelaram, através de suas características petrográficas e químicas, uma predominância, entre os sedimentos originais, de pelitos e grauvacas, com contribuições menores de carbonatos. No estudo petrográfico observou-se uma íntima relação entre a ausência de granada e a presença de epídoto e vice-versa embora haja incompatibilidade entre ambos. As análises químicas mostraram que essas relações são controladas pelo teor de CaO de cada amostra. Quando ele ultrapassa um certo valor, é favorecida a cristalização de epídoto e inibe a cristalização de granada, ocorrendo o contrário em caso inverso. Essa variação composicional é observada mesmo em escala milimétrica e reflete-se na área através da distribuição errática da granada, que impossibilita o traçado de qualquer isógrada baseada no aparecimento desse mineral. Fenômeno análogo se verifica em relação à estaurolita, cuja cristalização só é possível em rochas de composição adequada, condição essa que não é satisfeita pela quase totalidade de amostras dos xistos analisados. Nesse caso, o fator crítico é o conteúdo de FeO da rocha que deve ser elevado para permitir a formação da estaurolita. As paragêneses presentes nos diversos tipos litológicos do Super Grupo Baixo Araguaia indicam que o metamorfismo atingiu condições mínimas equivalentes ao grau fraco superior e máxima condizente com o início do grau médio, com regime de pressão razoavelmente elevado (5 a 6kb). A cristalização de granada, epídoto e estaurolita foi controlada pela composição dos sedimentos originais. Este fato foi também observado a poucos quilômetros ao norte na região de Xambioá e a quilômetros ao sul nas regiões de Cantão, Rio Jardim e Rio Cunhãs. O estudo estrutural do Super Grupo Baixo Araguaia permitiu a caracterização de pelo menos cinco fases de deforcionais dentro de um processo progressivo de deformação, sendo que as quatro primeiras se desenvolveram em regime de compressão, gerando dobramentos diversos e falhamentos inversos (?), enquanto que a última se desenvolveu num estágio de relaxamento dos esforços. Um acidente de grande expressão é o Falhamento Inverso (?) de Aragominas de Orientação N-S coincidente com a Serra das Cordilheiras, que secciona os mica-xistos da Formação Xambioá, afetando-os intensamente. Esta unidade aflora tanto a leste quanto a oeste da escarpa, podendo-se supor que as demais unidades também tenham sido afetadas pelo falhamento embora não se achem expostos ao longo do mesmo nível atual de erosão. Outros expressivos lineamentos com orientações NNW-SSE e NNE-SSW, melhor marcado nos domínios da Formação Xambioá, também ocorrem, sendo que alguns podem corresponder a falhamentos direcionais ao longo de S2. A partir da interpretação dos dados obtidos a de sua integração com os já existentes, conclui-se que a evolução geológica da região estudada foi policíclica, distinguindo-se ainda diversas fases em cada ciclo.
Acesso aberto (Open Access)
Geologia e petrologia da região de Serra Negra do Norte (RN-PB)
(Universidade Federal do Pará, 1984-08-25) GONÇALEZ, Maria das Graças Bonfin; VILLAS, Raimundo Netuno Nobre; http://lattes.cnpq.br/1406458719432983
A área de Serra Negra do Norte pertence ao domínio geográfico do Seridó, localizado na região de dobramentos Nordestinos, sendo constituída por ortognaisses, provavelmente do Proterozóico Inferior. Essas rochas têm composição granítica e quartzo-monzonítica e compõem uma associação predominantemente de augen gnaisses, alojados nos gnaisses do Grupo Caicó, pertencentes ao embasamento arqueano, e nos metassedimentos supracrustais, representados na área pela Unidade Jucurutu, que é a base do Grupo Seridó. Cortando os ortognaisses e os metassedimentos, ocorre uma Suíte Intrusiva, relacionada aos eventos tectônicos do ciclo Brasiliano, composta por três unidades de colocação temporal distinta e representada por granitos, granodioritos, quartzo-monzonitos, quartzo-monzodioritos e quartzo-dioritos. Três eventos deformacionais estão registrados na área de Serra Negra do Norte. O mais antigo, remontando ao ciclo Transamazônico, afetou tanto os sedimentos da cobertura como a intrusão que se metamorfisou nos augen gnaisses. Nas rochas da Suíte Intrusiva, cuja evolução geológica culminou com o final do ciclo Brasiliano, estão registrados os dois últimos eventos deformacionais, enquanto que nos augen gnaisses foram observados apenas os efeitos correspondentes ao último desses eventos. As evidências petrográficas e o comportamento geoquímico dos elementos maiores e, principalmente dos traços suportam a idéia de que o metamorfismo, relacionado ao primeiro evento deformacional, foi do tipo aloquímico, podendo ter sido o responsável pela k- feldspatização dos pré-augen gnaisses, cuja intensidade, embora não totalmente conhecida, não foi suficiente, contudo, para eliminar completamente algumas características texturais e químicas primárias.Quimicamente as rochas da Suíte Intrusiva caracterizam-se por tipos “máficos”, evoluindo, ao longo do tempo, para rochas mais “félsicas”. Entretanto, o comportamento de alguns elementos maiores e traços não é condizente com a geração das diversas unidades dessa suíte através de processos contínuos de diferenciação magmática, se bem que eles tenham atuado em cada unidade individualmente. Por outro lado, sugere-se, com base em comparações feitas com rochas de semelhantes províncias geológicas, uma evolução petrogenética para as rochas das Unidades 1 e 2 e as do Corpo Sul da Unidade 3, via processos de fusão parcial, seja a partir de fontes diferentes ou de uma única fonte, provavelmente situada na crosta inferior e submetida a diferentes graus de fusão parcial. Quanto ao Corpo Norte da Unidade 3, é sugerida uma origem também por fusão parcial, a partir de um material onde os auge gnaisses deram uma importante contribuição. Significativamente, as rochas da área de Serra Negra do Norte revelam marcantes semelhantes estruturais, estratigráficas e químicas, com rochas de províncias magmáticas proterozóicas da Nigéria, indicando que essas áreas passaram por processos evolutivos análogos propiciados pela continuidade física que entre elas existia em época pré-deriva mesozóica.
Acesso aberto (Open Access)
Geologia, alteração hidrotermal e gênese do depósito IOGG Cristalino, Província Mineral de Carajás, Brasil.
(Universidade Federal do Pará, 2018-10-22) CRAVEIRO, Gustavo Souza; XAVIER, Roberto Perez; http://lattes.cnpq.br/6388495537140928; 6388495537140928; VILLAS, Raimundo Netuno Nobre; http://lattes.cnpq.br/1406458719432983; 1406458719432983
O depósito Arqueano de cobre-ouro Cristalino está localizado a 40 km oeste da mina do Sossego, na terminação oeste da Zona de Cisalhamento Regional Carajás, na região da Serra do Rabo. Suas rochas hospedeiras são principalmente as rochas vulcânicas máficas da Formação Parauapebas, e subordinadamente, as FFB da Formação Carajás. Trabalhos de campo, dados petrográficos apoiados por MEV-EDS, somados a análises de microssonda eletrônica e dados de inclusões fluidas e sistemática de isótopos estáveis (O, H, C e S), permitiram caracterizar um sistema hidrotermal que foi responsável pelo desenvolvimento de sucessivas zonas de alteração na rocha encaixante. O metassomatismo sódico (650°C ≥ T > 400°C, and P > 1.8 Kbar) formou albita quase pura, turmalina schorlítica, minerais ricos em ETRL (alanita-Ce, monazita) associados a menores quantidades de calcita e quartzo. Foi seguido por alteração cálcico-férrica penetrante, onde foram produzidas abundante actinolita (XMg = 0.9-0.7, com até 0,6 % em peso de Cl), alanita-Ce (com até 0,6 % em peso de Cl) e magnetita, associados a disseminação de sulfeto e a corpos de substituição similares a brecha, compostos por calcopirita-pirita-magnetita-Au (associação mineral precoce). Localmente, em substituição à assembleia cálcico-férrica ocorre Fe-edenita (XMg=0.7 - 0.4, Cl com até 2.9 % em peso), produto de halos restritos de alteração sódico-cálcica. De 410°C para 220°C e 1.8 Kbar > P > 0.6 Kbar, assembleias de alterações anteriores foram superpostas por alterações potássica (K-feldspato, e subordinadamente biotita) e propilítica/carbonática (epidoto, clorita, calcita) nesta ordem. K-feldspato é praticamente estequiométrico, mas com elevados conteúdos de BaO (até 1,2 % em peso). Entre os minerais, clorita mostra maiores variações composicionais, parecendo ser controlada pelo tipo de rocha hospedeira, química do fluido hidrotermal e temperatura. Ambas chamosita e clinocloro (XFe=0.4-0.8) estão presentes, sendo a primeira variedade mais abundante. Conteúdos de cloro são, em geral, < 0,02 % em peso, sendo um pouco mais significantes em cloritas que substituem albitas com textura tabuleiro de xadrez (com até 0,06 % em peso). A associação de minério tardia (calcopirita±Au±pirita±hematita) é contemporânea com as alterações potássica e propilítica, gerando evidencias de que o sistema Cristalino evoluiu para os estágios finais com o aumento da fugacidade de oxigênio. O fluido mineralizante foi quente (>550°C), hipersalino e quimicamente próximo ao sistema H2O-NaCl-CaCl2-CO2±MgCl2±FeCl2. Salinidades excederam 55.1% em peso equiv. de NaCl nos estágios precoces, mas diminuiu progressivamente para 7,9 % em peso equiv. de NaCl a partir de 250°C após a incursão de água superficial no sistema. Inicialmente enriquecido de 18O e depletado em D (δ18Ovsmow =+9,7 para +6,5 ‰; δDvsmow= -30,8 para -40,2 ‰) e possivelmente derivado de fontes magmáticas, o fluido se tornou depletado em 18 O e enriquecido em D (δ18Ovsmow =+5.57 to -0.28‰; δDvsmow= -19.15 to -22.24‰) como resultado de diluição causada pela mistura com água meteórica. Valores de δ13CVPDB para calcita de veios e brechas (-6.5 para -3.8‰) são consistentes com fontes profundas de CO2, provavelmente liberadas de câmaras magmáticas subjacentes. Valores de δ34SVCDT para calcopirita mostram uma estreita variação (+1.6 para +3.5 ‰) e indicam reservatórios homogêneos para o enxofre, certamente de origem ígnea. Embora a maioria das amostras apontam para uma filiação magmática, poucas revelam significante influência de rochas sedimentares em suas composições isotópicas. Principalmente transportados por complexos de cloro (>350°C), Cu e Au precipitaram em resposta a redução de temperatura e atividade de Cl- e aumento de pH. Um fluido aquoso e frio (200-150°C) e menos salino (21 – 3,1 % em peso equiv. de NaCl) parece ter circulado na área do depósito Cristalino, sendo aprisionadas em inclusões fluidas secundárias. Apesar de desconhecida, sua origem pode ter relação com intrusões graníticas Paleoproterozoicas próximas. Em comparação com outros depósitos IOCG Arqueanos de Carajás, particularmente aqueles que jazem no setor sul do Domínio Carajás, o depósito Cristalino mostra varia similaridades enquanto a composição dos fluidos e evolução, assim como assinaturas isotópicas de sulfetos e carbonatos.
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lndicadores de estabilidade da matéria orgânica em terras pretas nos sítios arqueológicos Jabuti e Jacarequara (Pará)
(Universidade Federal do Pará, 2015-09-02) SENA, Luciana Freitas de; KERN, Dirse Clara; http://lattes.cnpq.br/8351785832221386; 8351785832221386; LEMOS, Vanda Porpino; http://lattes.cnpq.br/1829861620854008; 1829861620854008
As condições ambientais da região amazônica favorecem o intemperismo e a decomposição do material orgânico do solo, tornando-o empobrecido em nutrientes e dificultando o uso agrícola. Porém, na mesma região, áreas que foram modificadas pela ação antrópica pretérita, conhecidas como Terra Preta Arqueológica (TPA), apresentam propriedades diferenciadas, dentre as quais, destaca-se a elevada estabilidade da matéria orgânica do solo (MOS) que em algumas pesquisas é atribuída às interações entre a MOS e demais constituintes do solo, tais como carbono pirogênico e minerais do solo. Neste estudo foram selecionados dois sítios arqueológicos no Estado do Pará, o Jabuti, tipo cemitério habitação, localizado no município de Bragança, e o Jacarequara, tipo sambaqui, situado no município de Barcarena, a fim de avaliar a estabilidade da matéria orgânica em TPA, a partir de soluções extraídas dos solos (profundidades de 30 e 80 cm) e dos próprios solos (coletados durante a implantação dos extratores no mês de dezembro de 2013) em áreas de TPA e adjacências. A caracterização das soluções dos solos foi realizada no período compreendido entre os meses de março e junho de 2013, com base nas propriedades macroscópicas e nos indicadores químicos: concentrações de carbono dissolvido (orgânico, inorgânico e total), determinados pelo método de combustão; pH, Eh e condutividade. As avaliações da estabilidade de MOS nas fases sólidas da TPA e áreas adjacentes (ADJ) foram feitas com base na verificação textural dos solos, indicadores químicos (pH, concentrações de carbono orgânico e dos nutrientes Ca, K, P, Na, e Mg) e biológico, representado pela biomassa microbiana, determinada pelo método de irradiação/extração e expressa em termos de carbono (Cbm) e nitrogênio (Nbm). Os resultados obtidos das soluções de solos indicaram que nos dois sítios os valores de pH são mais elevados em profundidade (80 cm), sendo que, no sítio Jacarequara foram determinados valores de até 7,2 para esse parâmetro, enquanto que, no sítio Jabuti os resultados de pH não ultrapassam o valor 6. Os valores máximos de Eh (mV), condutividade (µs) e carbono orgânico dissolvido (mg L-1) no sítio Jacarequara, a 30 cm de profundidade foram respectivamente +201 mV, 427 µs e 13 mg L-1 e, na área adjacente a este sítio, na mesma profundidade os maiores valores foram +128 mV, 72 µs e 23 mg L-1 para os mesmos parâmetros. No sítio Jabuti e sua ADJ, a 30 cm de profundidade, os valores máximos respectivos das áreas foram Eh igual a +108 mV e +96 mV; condutividade 138,87 µs e 59,85 µs e carbono orgânico dissolvido 12 mg L-1 e 21,08 mg L-1. Comparando-se as áreas de TPA e suas respectivas ADJ, os dados de Eh e carbono orgânico dissolvido remetem a componentes mais estáveis nas soluções de solo das áreas de TPA, devido aos valores mais oxidantes e as menores concentrações de carbono orgânico dissolvido, os resultados de condutividade, que é um indicador da concentração de íons, são mais elevados nas TPA reportando a maior disponibilidade de nutrientes. Em ambos os sítios, os solos apresentaram textura arenosa, tanto nas áreas de TPA quanto nas ADJ, sendo esta última mais arenosa. Nos solos do sítio Jacarequara e sua ADJ, no intervalo de 20 a 30 cm de profundidade, foram obtidos os seguintes valores, respectivamente: 119,82 g kg-1 e 20,34 g kg-1 para MOS; pHH2O igual a 6,8 e 4,9; 183 mg/dm3 e 5 mg/dm3 de P (disponível); 39 mg/dm3 e 29 mg/dm3 de K (trocável); 14,8 cmolc/dm3 e 0,7 cmolc/dm3 de Ca (trocável); 0,1 cmolc/dm3 e 1,7 cmolc/dm3 de Al (trocável), 181,26 µg g-1 e 88,74 µg g-1 de Cbm e 3,27 mg kg-1 e 1,91 mg kg-1 de Nbm. No solo do sítio Jabuti, os valores determinados foram: 83,66 g kg-1 de MOS, pHH2O igual a 4,4; 55 mg/dm3 de P (disponível); 59 mg/dm3 de K (trocável); 0,3 cmolc/dm3 de Ca (trocável); 4 cmolc/dm3 de Al (trocável); 92,56 µg g-1 de Cbm e 1,41 mg kg-1 de Nbm; na área adjacente a este sítio, os valores foram: 13,13 g kg-1 de MOS, pHH2O igual a 4,6; 4 mg/dm3 de P (disponível); 29 mg/dm3 de K (trocável); 0,3 cmolc/dm3 de Ca (trocável); 1 cmolc/dm3 de Al (trocável), 27,54µg g-1 de Cbm e 0,96 mg kg-1 de Nbm. Assim como em outros sítios arqueológicos com TPA, o Jacarequara e o Jabuti apresentaram valores significativamente mais elevados de nutrientes quando comparados às áreas circunvizinhas, com exceção do elemento Ca no Jabuti. Nos sítios, partículas carbonáceas foram investigadas, não apresentando resultados intrínsecos a carbono pirogênico. Nas áreas de TPA, os resultados obtidos a partir das análises dos solos, indicaram relação positiva entre biomassa microbiana, matéria orgânica e nutrientes, o que pode ser associado a melhor qualidade do solo nessas áreas quando comparadas as suas ADJ, condizendo com os dados evidenciados nas soluções de solo. Comparando-se os dois sítios, os resultados indicam que a MOS do sítio Jacarequara apresenta constituintes mais estáveis.

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