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Ambiente deposicional, composição mineralógica e estudo isotópico Pb-Pb das zonas sulfetadas do Alvo São Martim, Cinturão Araguaia, sul do Pará
(Universidade Federal do Pará, 2004-07-07) LIMA, Aderson David Pires de; VILLAS, Raimundo Netuno Nobre; http://lattes.cnpq.br/1406458719432983
O Alvo São Martim (ASM) situa-se a cerca de 35 km a SE de Redenção (PA), na borda oeste do Cinturão Araguaia (CA). Testemunhos de furos de sondagem revelam zonas ricas em sulfetos, que foram estudadas com ênfase nas rochas hospedeiras, modo de ocorrência, constituição e feições texturais, bem como na composição isotópica do Pb e fluidos hidrotermais à época da diagênese. O pacote sedimentar hospedeiro, pertencente à Formação Couto Magalhães, foi depositado sobre um embasamento arqueano com abundantes formações ferríferas bandadas. Tem pelo menos 800 m de espessura e revela metamorfismo nulo a incipiente. Siltitos, com intercalações centimétricas a decamétricas de arenitos finos, calcários, diamictitos e rochas rudáceas constituem os membros intermediário e superior do pacote, o qual também hospeda soleiras decimétricas a métricas de diabásio. Os siltitos são compostos por quartzo, argilo-minerais e calcita, ocorrendo comumente tipos laminados e maciços, que contêm localmente finos cristais de sulfetos disseminados acompanhando o acamamento (mineralização estratiforme). Arenitos finos com matriz argilosa e cimento carbonático são compostos essencialmente por quartzo, calcita, plagiocásio e sílex, tendo pirita, calcopirita, hematita e titanita como principais acessórios. Os calcários, formados por micritos e esparitos, possuem intervalos com expressivas contribuições de sedimento detrítico (clastos de quartzo, sílex e rocha quartzo-carbonática) e material carbonoso, com restritas ocorrências de pirita. Os diamictitos negros e verdes consistem de clastos de quartzo, silexito, calcário, rocha quartzo-carbonática e siltito suportados por matriz fina. Na variedade negra destacam-se sulfetos disseminados e imersos em matriz formada por material carbonoso (querogênio a grafita) e caulinita, onde também ocorrem grãos finos de Fapatita, barita, plagioclásio, e menos comumente de muscovita, anidrita, titanita e um aluminossilicato de Na (albita?). A gipsita também ocorre nestas rochas tanto como veio/leito ou substituindo a pirita. Já os ruditos têm cor cinza e são constituídas por fragmentos de pirita, silexito e cal cita em meio a faixas ricas em estilpnomelano, clorita e argilo-minerais, além de calcita que ocorre em vênulas e em interstícios minerais. O ambiente deposicional é de zonas de talude, tendo sido os sedimentos transportados tanto por correntes de turbidez quanto por fluxo de detritos (debris fIows). Sismos foram considerados os agentes deflagradores desses fluxos gravitacionais. Nos diamictitos negros os sulfetos consistem de pirita e, subordinadamente, calcopirita e esfalerita, ocorrendo barita, quartzo, gipsita, calcita, F-apatita, aluminossilicato de Na (?) e titanita como principais minerais de ganga. A pirita e calcopirita ocorrem como clastos e em cristais neoformados dentro da matriz carbonosa, e também em fragmentos líticos e em vênulas. A pirita ainda apresenta-se com habitus framboidal de dimensões ubmicroscópicas, enquanto a esfalerita forma grãos anédricos associados às outras ariedades de pirita. Nas rochas rudáceas destacam-se pirita (dominante), esfalerita, calcopirita e galena, além de bornita/digenita como produto de alteração supergênica. A pirita ocorre como clastos, cristais isolados e agregados, alguns frambroidais, em microfraturas e em planos de clivagem da calcita. Os clastos apresentam textura esqueletal e fraturas preenchidas por calcita, a partir das quais se dá a substituição do sulfeto pelo carbonato. O modo de ocorrência dos cristais é semelhante àquele nos diamictitos negros. A calcopirita está sempre associada à pirita, da mesma maneira que a esfalerita e a galena, as quais mostram formas irregulares e também ocorrem isoladamente. Minerais de ganga como F-apatita e barita são comuns, juntos a quantidades menores de alanita, monazita, xenotima, sericita, titanita e albita.
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Aspecto tectôno-sedimentares do fanerozóico do nordeste do estado do Pará e noroeste do Maranhão, Brasil
(Universidade Federal do Pará, 1992-09-16) IGREJA, Hailton Luiz Siqueira da; FARIA JUNIOR, Luis Ercílio do Carmo; http://lattes.cnpq.br/2860327600518536
Este trabalho representa a primeira tentativa de uma síntese evolutiva dos aspectos tectono-sedimentares do Fanerozóico do nordeste do Pará e do noroeste do Maranhão. As características geológicas da área estão relacionadas a dois núcleos ígneos e metamórficos pré-cambrianos (Cândido Mendes e Gurupi) e a duas bacias sedimentares fanerozdicas (Bragança-Viseu e São Luís). Foram definidas as seguintes seqüências sedimentares: Pi-(Cambro-Ordoviciano - Siluriano); Itapecuru Inferior (Cretáceo Inferior); Itapecuru Superior (Cretáceo Superior); Pirabas-Barreiras (Oligo-Mioceno - Plioceno); Pará (Quaternário). Para elaborar a evoluo tectono-sedimentar do Fanerozóico da área foram implementados estudos tert8nicos, que subsidiados por interpreta4es de dados gravimétricos, magnetométricos, sísmicos e de poços, facilitaram uma melhor delineação das seqüências sedimentares e forneceram os principais elementos do arcabouço estrutural das bacias. As propriedades sedimentares e tectônicas da seqüência Piriá-Camiranga são compatíveis com um modelo tectono-sedimentar constituído de ambiente marinho litorâneo sob influência flúvio-glacial, desenvolvido num conjunto de blocos escalonados componentes de um sistema direcional. Este estágio evolutivo da área foi geneticamente relacionado ao paroxismo Paleozóico Eo-herciniano, que finalizou com o fechamento do Atlântico I, representando, assim,o primeiro ciclo geotectônico do continente Gondwana. As seqüências Itapecuru Inferior e Superior, Pirabas-Barreiras e Pará, por estarem associadas à abertura do Atlântico Equatorial, a partir do Mesozóico, foram alvos de intensos estudos, que resultaram nos seguintes modelos tectono-sedimentares: 1) Modelo das zonas de fraturas; 2) Modelo da rotação anti-horária do continente Africano; 3) Modelo de intumescência e fraturamento; 4) Modelo de cisalhamento; 5) Modelo da rotação horária da placa Sul-Americana; 6) Modelo de transcorrência. Estes modelos foram testados na região de estudo, embora confirmem o sincronismo e a equivalência ambiental das seqüências acima com aquelas constituintes das fases "rift" e "pós-rift" das bacias da faixa equatorial brasileira, não são plenamente aplicáveis com relação aos aspectos tectônicos. O modelo aqui apresentado para geração e evolução das bacias, preconiza um mecanismo simples de distensão NE-SW, resultando em dois grandes semigrábens com polaridades similares para Bragança-Viseu e São Luís. A carta tectono-sedimentar proposto para o Fanerozóico do nordeste do Pará e do noroeste do Maranhão demonstra que os modelos deposicionais e tectónicos das seqüências são compatíveis com dois períodos de abertura continental na borda norte do continente Gondwana.
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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.
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Geologia e geoquímica das mineralizações supergênicas de ouro das áreas Salobo e Pojuca-Leste, Serra dos Carajás
(Universidade Federal do Pará, 1996-11-29) SILVA, Evaldo Raimundo Pinto da; KOTSCHOUBEY, Basile; http://lattes.cnpq.br/0096549701457340
Na área Salobo as mineralizações primárias de ouro e de cobre ocorrem em dois tipos de formações ferríferas, ambas da fácies silicato: formações ferríferas de Tipo I compostas por magnética > 50 % + fayalita + grunerita; e formações ferríferas de Tipo II constituídas por magnetita < 50 % + biotita + grunerita + almandina, as quais ocorrem na forma de corpos lenticulares intercalados em metagrauvacas estéreis. Nas formações ferríferas o ouro está presente sob a forma de: i) inclusões microscópicas (5 a 12 µm) e submicroscópicas (<0,1µm) na magnetitta; ii) inclusões microscópicas e submicroscopicas nos sulfetos de cobre (principalmente calcopirita e subordinadamente bornita e calcocita) e iii) muito raramente de partículas visíveis a olho desarmado em veios de quartzo - carbonato - clorita que cortam as formações ferríferas de Tipo II. A magnetita destaca-se como o principal mineral hospedeiro do ouro primário no Salobo, haja vista a sua abundância nas formações ferríferas. As partículas de ouro nos veios contém teores elevados de prata (máximo de 16,5%) e de cobre (máximo de 8,4%) e sua pureza aumenta da borda para a parte interna. A correlação negativa entre os teores de cobre e de prata e as texturas de exsolução evidenciadas na partícula sugerem a separação das fases Au- Cu e Au-Ag durante a deposição do ouro no veios. O manto de intemperismo na área Salobo, é do tipo truncado e se desenvolveu tanto sobre metagrauvacas como sobre as formações ferríferas. Da base ao topo do perfil de alteração distinguim-se um horizonte de transição, um horizonte saprolítico e um nível coluvial. Os dois primeiros horizontes exibem variações laterais, textuais e mineralógicas, que refletem a composição heterogênea do substrato. O intemperismo das metagrauvacas deu origem a um saprólito rico em argilominerais - hidrobiotita, esmectita e caolinita - derivados principalmente da alteração da biotita. Por sua vez, a alteração das formações ferríferas originou uma zona de sulfetos supergênicos, sobreposta por uma zona de minerais oxidados e um saprólito ferruginoso no topo do perfil. Os principais sulfetos supergênicos são a digenita e a covelita, enquanto que os minerais oxidados mais abundantes são cuprita, cobre nativo, prata nativa, malaquita e azurita. No saprólito, as principais fases portadoras de cobre são a esmectita e a goethita. A mineralização aurífera secundaria do Salobo encontra-se exclusivamente nos produtos de alteração das formações ferríferas. O metal exibe enriquecimento em dois níveis no perfil: um na base, na zona de sulfetos supergênicos e de minerais oxidados de cobre e outro na porção intermediaria do saprólito ferruginoso. Nesses produtos secundários o ouro ocorre na forma de: i) partículas residuais microscópicas (7 a 30 µm) inclusas em cristais reliquiares de magnetita ou alojadas em fraturas desse mineral; ii) partículas submicroscópicas incluas nos cristais de hematita derivados da martitização da magnetita; e iii) partículas submicroscópicas fixadas pela goethita. No setor Pojuca-Leste, a mineralização aurífera primária está contida em veios de quartzo-turmalina-fluorita-sulfetos que cortam um espesso pacote de quartzo-biotita-xistos e em lentes de formações ferríferas intercaladas neste último. O ouro apresenta-se na forma de: inclusões submicroscópicas ("ouro invisível") em cristais de calcopirita nos veios, nos xistos e nas formações ferríferas; inclusões submicroscópicas nos cristais de magnetita das formações ferríferas e de raras partículas microscópicas inclusas em cristais de quartzo dos veios. A análise dessas últimas revelou um baixo grau de pureza e uma composição próxima da do electrum ("fineness" =809). O perfil de intemperismo no setor Pojuca-Leste é composto da base para o topo por um espesso horizonte saprolítico e por uma laterítica ferro-aluminosa. O saprólito exibe variações composicionais relacionadas à natureza da rocha matriz. É constituído principalmente por caolinita, goethita e hematita, e torna-se mais rico em oxi-hidróxidos de ferro quando derivado das formações ferríferas e no domínio dos veios sulfetados. A crosta é do tipo maturo em termos texturais e mineralógicos e comporta um nível aluminoso bem individualizado na sua porção média a inferior. A mineralização aurífera secundária ocorre nos produtos de alteração dos sulfetos dos veios, no saprólito originado das formações ferríferas e na crosta ferro-aluminosa. Nesses produtos secundários o metal apresenta-se em raras partículas microscópicas (tamanho entre 5 e 10µm ) nos veios de quartzo-turmalina±sulfetos; em partículas submicroscópicas inclusas nos cristais martitizados de magnetita das formações ferríferas; em partículas submicroscópicas na goethita derivada da oxidação dos sulfetos dos veios e em partículas submicroscópicas adsorvidas pelos oxi-hidróxidos de ferro e de alumínio da crosta laterítica. Além do ouro os oxi-hidróxidos de ferro comportam traços de cobre e de prata. A concentração supergênica de ouro, nas áreas Salobo e Pojuca-Leste, resultou principalmente de um enriquecimento relativo e subordinadamente de um enriquecimento absoluto. Nessas áreas, a presença de ouro na forma de inclusões na magnetita e no quartzo - minerais resistentes à alteração - favoreceu o enriquecimento relativo. Por outro lado, uma quantidade menor de ouro contida inicialmente nos sulfetos de cobre (calcopirita, principalmente) foi liberada, mobilizada e redepositada na zona de oxidação dos sulfetos em várias etapas do rebaixamento do lençol freático. Tal evolução resultou na individualização de diversos níveis de enriquecimento com extensão lateral variável no perfil de alteração. O principal fator que controlou a concentração secundária do ouro nas coberturas de alteração das áreas Salobo e Pojuca-Leste foi a forma de ocorrência do metal no minério primário. Nessas áreas, o ouro alojado preferencialmente como minúsculas inclusões encapsuladas nos cristais de magnetita e de quartzo, dificultou sobremaneira o processo de remobilização supergênica, resultado em um acentuado enriquecimento relativo.
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Geologia e ocorrências minerais da branquianticlinal do Lontra - GO
(Universidade Federal do Pará, 1983-08-29) MACAMBIRA, Joel Buenano; KOTSCHOUBEY, Basile; http://lattes.cnpq.br/0096549701457340
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Geologia, fluidos hidrotermais e origem do depósito cupro-aurífero Visconde, Província Mineral de Carajás.
(Universidade Federal do Pará, 2011-08-24) CRAVEIRO, Gustavo Souza; VILLAS, Raimundo Netuno Nobre; http://lattes.cnpq.br/1406458719432983
No Domínio de Transição da Província Mineral de Carajás, está localizado o depósito cuproaurífero Visconde, a 15 km a leste da mina Sossego. Geologicamente, jaz próximo ao contato entre o embasamento (>3,0 Ga) e o Grupo Grão Pará (2,76 Ga). No depósito e circunvizinhanças, dominam granitoides e corpos máficos, intrusivos em rochas metavulcânicas félsicas, possivelmente pertencentes àquele grupo. Dentro dos corpos máficos, ocorrem variedades ultramáficas subordinadas. Todas essas rochas mostram-se moderadas a fortemente hidrotermalizadas, além de apresentarem variado grau de deformação. Como manifestações ígneas finais, diques máficos e um corpo granitoide isótropo, relacionado provavelmente à granitogênese de 1,88 Ga, cortam o pacote rochoso pré-existente. Não obstante as mudanças mineralógicas e texturais, foi possível inferir para os granitoides, a composição original como monzogranítica a granodiorítica, tendo-se como base, em grande parte, a abundância de albita com textura tabuleiro de xadrez. Além disso, a escassez de minerais máficos primários os torna similares ao Granito Planalto, que fica a 7 km a leste da área. O conteúdo mineralógico e textura subofítica, localmente preservada, sugerem ter sido gabro e/ou quartzodiorito os possíveis protólitos das rochas máficas intrusivas, enquanto que para as rochas metavulcânicas félsicas, a identificação de fenocristais de plagioclásio, quartzo e K-feldspato primários, e a classificação com base em elementos traços de limitada mobilidade em ambiente hidrotermal, permitiram apontar protólito de composição riodacítica. Na passagem do regime dúctil-rúptil a rúptil a alteração hidrotermal evoluiu de um estágio sódico-cálcico precoce, que foi ubíquo e dominado por albitização, escapolitização ou anfibolitização, para um estágio potássico, em que o K-feldspato e Cl-biotita foram os minerais diagnósticos, retomando novamente características sódico-cálcicas, de efeito local e marcadas tanto por assembleias de substituição como de preenchimento, compostas por albita, epidoto, apatita, turmalina e fluorita, para finalmente experimentar um estágio cálciomagnesiano, durante o qual se estabilizaram clinocloro/Fe-clinocloro, actinolita e carbonatos, além de talco subordinado. Nos granitoides, a albitização, epidotização e turmalinização são mais proeminentes e se contrapõem à escapolitização, biotitização, anfibolitização e magnetização, muito expressivas nos gabro/quartzodioritos, e à K-feldspatização, bem mais comum nas rochas metavulcânicas félsicas. O minério cupro-aurífero, cuja formação se iniciou nas fases finais da alteração potássica, foi controlado por estruturas rúpteis. Inicialmente representado por fraca disseminação de calcopirita–pirita–molibdenita em zonas alteradas por tremolita–actinolita, escapolita, albita e magnetita, progrediu para concentrações em veios e brechas compostos por calcopirita–bornita, com molibdenita, pirita e pentlandita mais restritas, que é a associação principal do corpo de minério. A estes sulfetos se juntaram apatita, escapolita, actinolita, epidoto, magnetita, martita, hematita, turmalina, calcita, gipsita ou fluorita como minerais de ganga. A suíte metálica característica da brecha sulfetada é Fe–Cu–Ni–ETR±Au±Zn±Y±Co±Se, com ƩETR alcançando 1030 ppm. Inclusões fluidas, aprisionadas em cristais de quartzo, escapolita, apatita e calcita dos diversos litotipos, acusam o envolvimento de pelo menos três fluidos aquosos. O fluido 1, simplificado pelo sistema H2O-NaCl-CaCl2±MgCl2, presente em todos os minerais hospedeiros, foi quente (450–500ºC) e hipersalino (até 58% em peso eq. de NaCl). Os halos de alteração bem como a mineralização são atribuídos à interação das rochas com este fluido, o qual experimentou resfriamento e diluição devidos provavelmente à mistura com águas superficiais. A entrada do fluido 2 (H2O-NaCl-FeCl2±MgCl2, com até 30% em peso eq. de NaCl) e do fluido 3 (H2ONaCl±KCl com até 18% em peso eq. de NaCl), menos quentes, se deu após o evento mineralizador. De circulação restrita e preservado apenas em cristais de quartzo e apatita, o fluido 2 poderia estar relacionado à intrusão dos diques máficos tardios, enquanto o fluido 3, teria circulado na área durante o alojamento do granito alcalino (1,88 Ga?), e registrado, à semelhança do fluido 1, em todos os minerais hospedeiros, só que em IF secundárias. A elevada salinidade e a falta de evidências de ebulição do fluido 1, somadas à presença de minerais ricos em Cl, sugerem que uma fonte exclusivamente magmática é pouco provável, abrindo possibilidade para indicar uma fonte mista, tendo os fluidos migrado através de sequências carbonático-evaporíticas e lixiviado grande parte do Na, Ca e Cl. Os dados mineralógicos, químicos e microtermométricos permitem caracterizar o fluido mineralizador como solução aquosa constituída por NaCl, CaCl2, KCl, FeCl2 e MgCl2(?), que também transportou P, B, F, Y, Ba, Sr, Rb e ETR, Cu, Ni, Co e espécies de S. Os depósitos Sossego e Visconde mostram similaridades quanto à natureza das rochas hospedeiras (metavulcânicas, intrusivas félsicas e máficas), aos tipos de alteração hidrotermal, em que o intenso metassomatismo sódico-cálcico assumiu caráter regional, à ocorrência principal dos corpos de minério em zonas brechadas e à suíte Fe–Cu–Ni–ETR±Au±Co como assinatura metálica característica do minério. Há, contudo, algumas diferenças, já que no depósito Visconde as acumulações de sulfetos são subeconômicas e a quantidade de magnetititos é bem menos expressiva.
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A jazida de wolframita de Pedra Preta, granito Musa, Amazônia Ooriental (PA): estudo dos fluidos mineralizantes e isótopos estáveis de oxigênio em veios hidrotermais
(Universidade Federal do Pará, 1995-11-14) JAVIER RIOS, Francisco; VILLAS, Raimundo Netuno Nobre; http://lattes.cnpq.br/1406458719432983
A jazida de wolframita de Pedra Preta constitui a principal reserva de W da Amazônia Brasileira, estando localizada perto da borda oeste do granito Musa (1,88 a), na região de Rio Maria, ao sul da Província Mineral de Carajás. A mineralização de wolframita ocorre num campo filoneano que corta, em profundidade, a cúpola da fácies heterogranular do corpo granítico e rochas do Supergrupo Andorinhas, cujos metarenitos são de idade arqueana (2,9 Ga). Foram estudados quatro eventos hidrotermais relacionados à formação de veios hidrotermais precoces (VHP), tardios (VHT) e finais (VIU). O primeiro evento está representado pelos VHP, de origem metamorfica, anteriores ao posicionamento do pluton, e compostos basicamente de quarzto 1. Os fluidos neles estudados são aquo-carbônicos, em que o CH4 é o constituinte predominante da fase carbônica. Nos grãos de quartzo dos metarenitos foram estudadas inclusões fluidas (IF) formadas por H2O, CH4 (predominante) e CO2. O segundo evento, associado à intrusão do Granito Musa, envolveu fluidos aquosos pobres em flúor, que formaram, ao longo de juntas resultantes de fraturamento hidráulico, os primeiros estágios dos VHT, compostos de quartzo 3. Esses fluidos teriam sido de salinidade intermediária, essencialmente sem Ca++ e, provavelmente, sem fases carbônicas. Os valores de δ18O, entre 7,61 e 8,04‰, dos quartzos 2 (do granito) e 3 (dos VHT, do setor inferior da jazida) são muito próximos, indicando reequilibrio com fluídos dominantemente magmáticos. O próximo evento hidrotermal foi propiciado pela reabertura tectônica daquelas juntas, que serviram de zona de escape para fluidos aquo-carbônicos metamórficos formados por proporções variáveis de CH4, CO2 e H2O. A fase aquosa teria sido de baixa salinidade e nela esteve presente o ion Ca++. A pressão desses fluidos foi, talvez, maior de 2,5 Kb com fo2 na faixa de 10-38 a 10-37 bar, indicando condições redutoras. A seguir, o sistema foi submetido a um processo de oxidação que levou à precipitação da wolframita e hematita, a partir de soluções ácidas (pH 4,0-5,0), sob condições termais entre 300 e 400°C e pressões superiores a 2,5Kb. Os resultados isotópicos para o quartzo 3 do setor superior da jazida (mais afetado pelas soluções redutoras) mostraram valores de 8180 maiores (9,0 a 9,6‰) que os registrados no quartzo 2 e 3 do setor inferior, sugerindo processos ou intensidade de processos diferentes. É dessa fase hidrotermal o processo de metassomatismo de flúor, que foi de pouca expressão e marcado pela precipitação de topázio e, em seguida, de fluorita. Os fluidos encontrados nas IF desses minerais são também aguo-carbônicos, mas a fase carbônica está formada exclusivamente por CO2 e na fase aquosa estão presentes Ca++ e Na++, A fração molar do CO2 foi decrescendo paulatinamente, até tornar-se inferior a 0,1 na fluorita. Os valores da temperatura, com pouca variação desde a precipitação do quartzo 3, sofreram uma queda de l00°C quando da deposição da fluorita. Considera-se a possibilidade de o flúor provir de soluções originadas por um pulso magmático tardio, relativamente enriquecido neste volátil. Paralelamente à fluoração, desenvolveu-se um importante processo de sericitização que greisenizou moderadamente as paredes dos OIT originando rochas com quantidades variáveis de quartzo, sericita, topázio e fluorita Apesar de semelhantes, constatou-se, importantes diferenças entre os setores inferior e superior da jazida, a mais marcante sendo, sem dúvida, a abundante precipitação de wolframita no setor superior, comparada as ocasionais pontuações desse minério em maiores profundidades. Além do controle estrutural, a mineralização deve também ter sido controlada pelas mais freqüentes lentes de rochas metavulcânicas do Grupo Babaçu no setor superior, de onde as soluções aquo-carbônicas, transportando complexos de W, devem ter extraído o ferro necessário à precipitação da wolfrarnita. O último evento hidrotermal originou os VIU que formam uma rede de baixa densidade de vênulas, de espessura milimétrica compostas de quartzo 4, clorita, sulfetos, carbonatos e quartzo 5. Os fluidos foram inicialmente altamente salinos, com predominância de Na+ e Ca++ formados a pressões inferiores a 1,5Kb e temperaturas abaixo de 250°C, provavelmente a partir de águas concitas ou subterrâneas de grande profundidade. O processo de cloritização, que foi bem abrangente, ocorreu durante essa etapa junto com a sulfetação, a qual deu origem às vênulas de calcopirita e pirita encontradas em toda a jazida. O último estágio evolutivo dos VHF ocorreu a pressões superficiais (5 bares), com os fluidos apresentando características de águas meteóricas de baixas salinidades e temperaturas em torno de 100°C.
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Rochas encaixantes, alteração hidrotermal e caracterização dos fluídos relacionados à formação do corpo sequeirinho do depósito Cu-Au do Sossego, Região de Carajás
(Universidade Federal do Pará, 2006-09-06) ROSA, Ana Glória Noronha; VILLAS, Raimundo Netuno Nobre; http://lattes.cnpq.br/1406458719432983
O depósito Cu-Au do Sossego localiza-se a cerca de 25 km a NW da cidade de Canaã dos Carajás (PA), ao sul do sistema transcorrente Carajás, na zona de contato entre o embasamento granítico-gnáissico e as rochas Grupo Grão Pará. O depósito é constituído por cinco corpos de minério, os principais sendo o Sequeirinho e o Sossego. Este estudo concentrou-se no Corpo Sequeirinho, mas alguns dados foram também obtidos para o Corpo Sossego. O principal objetivo foi a caracterização dos fluidos, com vista a compreender a evolução química e termal do paleossistema hidrotermal responsável pela alteração das rochas e pela mineralização que deu origem ao depósito do Sossego. Objetivou-se, também, relacionar a evolução dos fluidos com o desenvolvimento dos diferentes tipos de alteração e da própria mineralização. Além desses objetivos maiores, foi feita uma comparação com outros depósitos a fim de avaliar a contribuição dos fluidos na diversidade dos estilos da mineralização cuproaurífera de Carajás. Na área do depósito foram identificadas rochas granitóides e máficas que estão, via de regra, alteradas e variavelmente deformadas, bem como rochas ricas em biotita (BIX), magnetititos (MAG), minério sulfetado (BSE) e diques. Com base em dados petrográficos, foi possível inferir que os protólitos dos granitóides (albita + quartzo + actinolita + clorita + epidoto) consistiram principalmente de quartzodioritos, enquanto que as rochas máficas (escapolita + Cl-K-Fe-hastingsita ± actinolita + albita + clorita + epidoto + magnetita) correspondem a gabros e/ou diabásios. As BIX referem-se a granitóides milonitizados, que interagiram fortemente com fluidos de alta salinidade, e se caracterizam por um bandamento marcado pela alternância de finas bandas claras (ricas em quartzo e/ou escapolita) e escuras (ricas em biotita, Cl-K-Fe-hastingsita e turmalina). Os MAG contêm abundante magnetita (>50%) com quantidades subordinadas de apatita, epidoto, albita, titanita e calcopirita. As BSE são formadas principalmente por calcopirita±siegenita + magnetita + apatita + escapolita, de aspecto, em geral, brechóide. Cortando todos os litotipos citados, ocorrem diques félsicos (composição quartzodiorítica e riolítica/riodacítica) e máficos. Albitização, sericitização, silicificação, cloritização e epidotização, actinolitização e escapolitização são os principais processos hidrotermais, os dois primeiros mais comuns nas rochas graníticas e os dois últimos nas rochas máficas. Biotitização e escapolitização são marcantes nos BIX. Ressalta-se, também, um forte metassomatismo de ferro, que gerou os corpos de magnetititos, e a carbonatação que representa a fase mais tardia da alteração hidrotermal O estudo de inclusões fluidas em cristais de quartzo, escapolita, apatita e calcita abrangeu todos os litotipos, à exceção dos diques. Os dados microtermométricos revelam fluidos exclusivamente aquosos que, de forma simplificada, podem ser representados pelos sistemas H2O–NaCl–CaCl2; H2O–NaCl– FeCl2 e H2O–NaCl–CaCl2–FeCl2, apresentando salinidade variável (0,2 a 57% em peso equiv. de NaCl) e temperaturas de homogeneização (Th) mais freqüentes entre 125-275ºC. As salinidades dos fluidos contidos em IF saturadas e caracterizados pelo sistema H2O–NaCl–CaCl2 foram estimadas, em termos dos principais solutos, em 15-26% de NaCl e 15-23% CaCl2. Nos cristais de calcita, que marcam o estágio mais tardio da alteração hidrotermal, as medições mais freqüentes para Th variaram de 100 a < 275ºC e as de salinidades, em geral, entre 2 e 15% em peso equiv. de NaCl. A evolução do sistema hidrotermal do Sossego é interpretada a partir de dois fluidos primários: H2O–NaCl–CaCl2 (a) e H2O– NaCl– FeCl2 (b), que posteriormente se misturaram e formaram o fluido H2O–NaCl–CaCl2–FeCl2 (c). Mais tarde, esses três fluidos foram diluídos, possivelmente devido à incorporação de água superficial ao sistema. O fluido a estaria relacionado aos processos de albitização, anfibolitização e escapolitização, enquanto que o b teria sido responsável pelo transporte de grandes quantidades de Fe que redundaram na formação dos magnetititos. O fluido c responderia pelos processos de actinolitização, epidotização e cloritização das rochas, e pela mineralização. Fluidos de alta salinidade (>30% peso equiv. NaCl) são considerados resultado da dissolução de camadas evaporíticas e/ou exalitos por processos metamórficos. Fluidos magmáticos aquosos também tiveram importante contribuição no sistema hidrotermal do Sossego, bem como águas superficiais cujo influxo provocou forte diluição e resfriamento dos fluidos e, por via de conseqüência, favoreceu a deposição dos sulfetos. Os fluidos aquosos relacionados com o depósito do Sossego apresentam muitas semelhanças com os dos depósitos arqueanos do Igarapé Salobo e Igarapé Bahia, apesar de terem sido formados em um contexto geológico distinto. É muito provável que essas semelhanças advenham do fato estarem eles associados e/ou hospedados em seqüências metavulcanossedimentares do Supergrupo Itacaiunas, cujas rochas foram, em parte, formadas em ambiente exalativo e onde podem ter sido localmente geradas salmouras que, ao resfriar-se, produziriam corpos evaporíticos. À medida que a halita e outros sais foram dissolvidos, os fluidos altamente salinos resultantes se infiltraram e abrigaram-se nos poros das rochas, de onde migraram subseqüentemente em resposta a perturbações termais e/ou tectônicas.
Acesso aberto (Open Access)
Síntese e caracterização de óxidos de manganês: transformação de estruturas em camada para estruturas em túnel
(Universidade Federal do Pará, 2007-04-24) FIGUEIRA, Bruno Apolo Miranda; SCHELLER, Thomas; http://lattes.cnpq.br/5712304485190137
Esta dissertação descreve a preparação, caracterização e aplicação de óxidos de manganês com estrutura em camada tipo birnessita com cátions Na+ e K+ entre as camadas. Estas estruturas são formadas a partir de unidades octaédricas de MnOs compartilhadas pelas arestas ou vértices, com variação do estado de oxidação do manganês normalmente +3 e +4, gerando vazios na estrutura e uma densidade de carga negativa neutralizada por cátions interlamelares. Neste trabalho, encontram-se descritos os métodos de síntese de birnessita já conhecidos na literatura, o método da redução (K, Na-birnessita) e o método sol - gel (K-birnessita). Estas estruturas lamelares sintetizadas foram aplicadas à obtenção de três estruturas em túnel tipo manganita, hollandita e todorokita através de tratamento termal e hidrotermal. Dentre essas vias de síntese, foram escolhidas e estudadas as mais práticas e eficientes para a preparação destas estruturas lamelares, com a idéia de tomá-Ias acessíveis a quem estiver interessado em estudá-Ias nos mais diferentes aspectos, em nosso meio. Algumas modificações tiveram de ser feitas com relação aos métodos originais, para adaptá-Ias às possibilidades e necessidades do laboratório de geociências, UFPA, bem como para contornar os problemas surgidos nas partes experimentais.
Acesso aberto (Open Access)
O valor econômico e estratégico das águas da Amazônia
(Universidade Federal do Pará, 2006-03-22) DUARTE, André Augusto Azevedo Montenegro; RIBEIRO, Mário Ramos; http://lattes.cnpq.br/4314158355862373; ABREU, Francisco de Assis Matos de; http://lattes.cnpq.br/9626349043103626
A água propriamente dita é um recurso natural imprescindível para a vida, importantíssimo para os metabolismos e processos sócio-econômicos e fundamental para o equilíbrio e manutenção das condições climáticas e do meio ambiente em geral. O bem “água” em seu aspecto ontológico, isto é, como substância em si, bem como entidade sócio-econômica, e as águas da Amazônia, em particular podem ter medido ou calculado, o seu VALOR ECONÔMICO, a ser expresso em unidades monetárias, pautando-se no princípio de que estas águas são um BEM ESTRATÉGICO. Não se restringindo a condição da existência apenas no estado físico líquido da matéria, nem aos princípios de que o valor deste bem se origina ou deriva dos custos econômicos/financeiros para sua obtenção, tratamento, armazenagem e distribuição e nem àquele obtido sob o enfoque da escassez. “O Valor de Não Uso” ou “de Existência” do objeto de estudo é o foco principal desta tese. A Amazônia possui as maiores reservas de água doce, floresta tropical e biodiversidade do planeta. O complexo sistema decorrente desta interação, nos aspectos dinâmico e funcional, bem como estático (estoque) é gerado e a sua manutenção só será possível se não se alterarem de forma expressiva o ciclo hidrológico na região, o qual é de suma importância para o equilíbrio climático da Terra, quando realiza o transporte de calor e umidade, e, mais especificamente, quando se expressa como suporte à existência de atividades produtivas no território brasileiro de grande relevância econômica. Logo é importante que se identifiquem estratégias, se criem mecanismos e se estabeleçam parâmetros para gestão deste imenso recurso natural, apresentando-se também mecanismo e políticas compensatórias, inclusive com a transferência de recursos financeiros que possam promover o desenvolvimento sócio-econômico da região. A pesquisa que sustentou o desenvolvimento dessa tese tem caráter teórico, conceitual e multidisciplinar, envolve conhecimentos de geociências (geologia, meteorologia, hidrologia), economia, engenharias, políticas públicas, ecologia e sociologia, tendo duas vertentes principais: a hidrológica e a econômica.