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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.
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Evolução geológica pré-cambriana e aspectos da metalogênese do ouro do cráton São Luís e do Cinturão Gurupi, NE-Pará/ NW-Maranhão, Brasil
(Universidade Federal do Pará, 2004-07-06) KLEIN, Evandro Luiz; GIRET, André; HARRIS, Christopher; MOURA, Candido Augusto Veloso; http://lattes.cnpq.br/1035254156384979
Na região limítrofe entre os estados do Pará e Maranhão, conhecida como Gurupi, afloram rochas ígneas e metamórficas recobertas por sedimentação fanerozóica, ocupando parte da Província Estrutural Parnaíba. Estudos geocronológicos pioneiros baseados nos métodos Rb- Sr e K-Ar mostraram a existência de dois domínios geocronológicos distintos nessa região com rochas aflorantes em direção à costa atlântica apresentando assinatura paleoproterozóica, com idades em torno de 2000 Ma, enquanto que rochas aflorantes para sul-sudoeste mostram assinatura neoproterozóica, principalmente entre 800 e 500 Ma. Esses domínios passaram a ser denominados, respectivamente, Cráton São Luís e Cinturão Gurupi. Propostas litoestratigráficas sucederam-se por mais de duas décadas, mas sempre careceram de dados geocronológicos robustos para justificar o posicionamento estratigráfico das unidades. Modelos evolutivos polarizaram-se entre propostas de evolução monocíclica ou policíclica para o Cinturão Gurupi, também carecendo de geocronologia e geologia isotópica para consubstanciar interpretações. Além disso, depósitos auríferos associam-se às duas unidades geotectônicas, mas raros foram alvo de estudos geológicos ou genéticos. Esta tese aborda em maior ou menor grau esses problemas gerais. Uma reformulação da litoestratigrafia regional e uma proposta de evolução geológica foi alcançada através da reavaliação dos dados geológicos, geoquímicos, geocronológicos e isotópicos existentes, e da geração de novos dados geocronológicos em zircão por evaporação de Pb e U-Pb convencional e por LAM-ICP-MS. Dados isotópicos de Nd em rocha total foram também obtidos, permitindo a investigação de processos de acresção e retrabalhamento crustal. Os resultados mostram que a região possui uma evolução relativamente complexa, com intensa e extensa geração de rochas juvenis cálcico-alcalinas e subordinado retrabalhamento de crosta continental arqueana entre 2,24 e 2,15 Ga, e com fusão crustal, migmatização localizada, plutonismo peraluminoso, metamorfismo e deformação em torno de 2,10 Ga. Os seguintes resultados foram obtidos para as unidade litoestratigráficas e litodêmicas estudadas no Cráton São Luís: Grupo Aurizona, metavulcanossedimentar ligado a arcos de ilha, idade máxima 2241 Ma (juvenil), com provável evolução até cerca de 2200 Ma; Suíte Intrusiva Tromaí, tonalitos metaluminosos, calcico-alcalinos de arco de ilha oceânico, 2168 Ma (juvenil); Granito Areal, calcico-alcalino fracamente peraluminoso, 2150 Ma (mistura de material juvenil e retrabalhamento de arco de ilha). No Cinturão Gurupi foram obtidos os seguintes resultados: Metatonalito Igarapé Grande, tonalito granoblástico de ocorrência localizada, 2594 Ma; Complexo Itapeva, gnaisses tonalíticos localmente migmatizados, 2167 Ma (dominantemente juvenil); Formação Chega Tudo, vulcanossedimentar ligada a arcos de ilhas, 2150-2160 Ma (juvenil); Granito Maria Suprema, muscovita leucogranito (peraluminoso) intrusivo sintectonicamente no Complexo Itapeva há 2100 Ma (fusão crustal), idade de outros granitoides peraluminosos já datados anteriormente na região. O Grupo Gurupi é tentativamente posicionado no Paleoproterozóico (>2160 Ma), mas não há elemento que comprove essa hipótese. Os dados são interpetados em termos de tectônica de placas, com abertura de bacia oceânica um pouco antes de 2260 Ma, formação de arcos de ilha oceânicos, subducção e produção volumosa de magmas calcico-alcalinos e retrabalhamento dos arcos entre 2170-2150 Ma. Esse conjunto foi amalgamado a uma margem continental periférica a um bloco arqueano existente ao sul (parte arqueana do Cráton Amazônico ou núcleo cratônico encoberto atualmente pela sedimentação fanerozóica) numa colisão fraca, dirigida de NNE para SSW, mas suficiente para gerar algum espessamento crustal e permitir a fusão de parte da crosta paleoproterozóica recém formada e da crosta arqueana (ou de seus derivados detríticos) preexistente. Esse episódio colisional, ocorrido há cerca de 2100-2080 Ma refletiu-se no metamorfismo, deformação e migmatização local, além da intrusão dos granitóides peraluminosos. A região foi novamente palco de atividade no Neoproterozóico, com o bloco amalgamado no Paleoproterozóico sendo rompido, com formação de rifte continental marcado pela intrusão de magma alcalino (Nefelina Sienito Gnaisse Boca Nova) há 732 Ma. Rochas sedimentares depositadas nessa bacia (Formação Marajupema) apresentam cristais detríticos de zircão, os mais jovens com 1100 Ma. Esse rifte evoluiu provavelmente para uma bacia oceânica, de dimensões ainda desconhecidas, o que é sugerido por dados recentes da literatura que mostram grande quantidade de cristais detríticos de zircão com idade em torno de 600-650 Ma em bacias sedimentares da região, que contêm sedimentos imaturos, e pela intrusão de granitóide peraluminoso (colisional), há 550 Ma. Essa bacia foi fechada, com a colisão do orógeno contra o bloco amalgamado no Paleoproterozóico, com transporte de massa de SSW para NNE. A idade do clímax desse episódio orogênico neoproterozóico e do metamorfismo que o acompanhou não foi claramente determinada, existindo informações ambígüas que apontam para o intervalo 650- 520 Ma (zircão do nefelina sienito e idades Rb-Sr e K-Ar em minerais). A metalogenia dos depósitos auríferos foi abordada numa escala de reconhecimento através do estudo geológico dos mesmos, dos fluidos hidrotermais e das condições físicoqu ímicas de formação dos depósitos. As investigações envolveram análises químicas de cloritas, estudos de inclusões fluidas e geoquímica de isótopos estáveis (O, H, C, S) e radiogênicos (Pb). Relações estruturais e texturais permitiram caracterizar os depósitos como pós-metamórficos e tardi- a pós-tectônicos com relação aos eventos paleoproterozóicos, conforme sugerido pelos isótopos de Pb (pós 2080 Ma). Regionalmente os depósitos foram formados em condições de T-P entre 280°-380°C e 2-3 kb, a partir de fluidos aquo-carbônicos relativamente reduzidos, de baixa salinidade (5% massa equiv. NaCl), moderada a alta densidade, e ricos em CO2 (tipicamente <20 moles %; traços de CH4 e N2), que sugerem fortemente separação de fases. Estudos de isótopos estáveis sugerem fontes distintas para fluidos e solutos. Duas fontes são indicadas para o carbono presente em carbonatos, grafita e inclusões fluidas: uma fonte orgânica subordinada e outra fonte indefinida, que pode ser magmática, metamórfica ou mantélica (ou mistura de ambas). O enxofre de sulfetos apresenta assinatura magmática, tendo derivado diretamente de magmas ou por dissolução de sulfetos magmáticos. Isótopos de oxigênio e hidrogênio de minerais silicatados e inclusões fluidas combinados atestam fontes metamórficas para os fluidos. Portanto, reações de desidratação e descarbonização produzidas durante o metamorfismo das seqüências vulcanossedimentares paleoproterozóicas devem ter produzido os fluidos investigados. O ouro foi transportado por um complexo do tipo Au(HS)2 - e precipitou devido à separação de fases e reações dos fluidos com as rochas encaixantes. Os dados geológicos e genéticos encaixam-se no modelo de depósitos auríferos orogênicos encontrados em cinturões metamórficos de todas as idades. Os resultados globais deste estudo trazem implicações para o entendimento das orogenias paleo- e neoproterozóicas que erigiram a Plataforma Sul-Americana e para a formação e desagregação de supercontinentes como Atlantica, Rodinia e Gondwana Ocidental. O quadro delineado encontra boa correlação, principalmente no que concerne ao Paleoproterozóico, com o que é descrito para parte da porção sudeste do Escudo das Guianas e para a porção sul do Cráton do Oeste da África. O quadro Neoproterozóico é ainda incipientemente compreendido para que se façam maiores correlações.
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Gênese do depósito aurífero do Cuca/Tucumã-PA, com base nos fluidos hidrotermais e isótopos de chumbo.
(Universidade Federal do Pará, 2000-08-04) CORREIA JUNIOR, Firmino Coutinho; SANTOS, Márcio Dias; http://lattes.cnpq.br/6977793618030488
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Geologia e metalogênese do depósito aurífero Ouro Roxo, Província Tapajós, Jacareacanga-PA.
(Universidade Federal do Pará, 2011-05-25) VELOSO, Ângela Suélem Rocha; SANTOS, Márcio Dias; http://lattes.cnpq.br/6977793618030488
O depósito aurífero Ouro Roxo está localizado próximo à vila São José, às margens do rio Pacu, distante em torno de 36 km da sede do município de Jacareacanga, na porção oeste da Província Aurífera do Tapajós, sudoeste do Estado do Pará. O depósito Ouro Roxo consiste em um sistema hidrotermal de veios de quartzo,hospedado em granitóidesmilonitizados da Suíte Intrusiva Tropas, de idade paleoproterozóica, e ontrolado estruturalmente por uma zona de cisalhamento N-S denominada Ouro Roxo-Canta Galo. Os granitoides hospedeiros são granodioritos e tonalitos oxidados, calcioalcalinos, tipo I, com magnetita e titanita, típicos de arco magmático. A zona de cisalhamento é do tipo dúctil-rúptil oblíqua, de baixo a médio ângulo, que afetou os granitóides transformando-os em protomilonitos e milonitos intercalados com zonas de brechas. Os protomilonitos são caracterizados pela predominância de porfiroclastos de plagioclásio, com pouca matriz constituída por fengita, clorita e quartzo, quegradam para milonitos, chegando a formar porções restritas de ultramilonitos com quase 100% de matriz. Nos milonitos, a foliação é definida pela clorita, biotita e fengita que formam feixes orientados (planos C) em torno da direção NNE-SSW mergulhando para ESE. Grãos de quartzo estirados definem uma lineação que indica a direção do movimento oblíquo para NNW. Feições de cisalhamento são freqüentes nessas rochas, tais como, mica-fish, sombras de pressão, calda de recristalização, microboudinagem, etc., que evidenciam uma cinemática sinistral para o cisalhamento. Filões e corpos tubulares de quartzo mineralizados ocorrem encaixados nos milonitos, concordantes com a foliação e envolvidos por halos de alteração hidrotermal bem desenvolvidos. Além da silicificação e sulfetação, mais concentradas nos corpos mineralizados, três tipos de alteração hidrotermal foram reconhecidas nos halos de alteração: 1) alteração propilítica: clorita+fengita+carbonato. Quatro gerações de clorita foram identificadas, sendo a última venular;2) alteração fílica: fengita+quartzo+carbonato+pirita, com três gerações de fengita reconhecidas. 3) carbonatação com três gerações de carbonato, sendo a última venular. Além do quartzo magmático e do quartzo microcristalino dos milonitos, foram reconhecidas cinco gerações de quartzo hidrotermal nos filões, sendo a última em forma de vênulas. O minério está relacionado principalmente com o quartzo 4.O minério é constituído basicamente por pirita e calcopirita, além de bismutinita, bismuto nativo e ouro. Além da pirita associada com ouro, ocorre uma geração precoce magmática (pirita1 ) e uma geração venular tardia deste sulfeto (pirita 3). Duas gerações de calcopirita foram identificadas, sendo que a segunda substitui a pirita 2 associado com o minério. Além do quartzo, clorita, fengita e carbonato constituem os principais minerais de ganga. Azurita, bornita e covelita são minerais supergênicos de cobre provenientes da alteração da calcopirita. O estudo das inclusões fluidas revelou três tipos de fluidos relacionados com o depósito Ouro Roxo: 1) fluido aquoso do sistema H2O-NaCl-MgCl2-FeCl2 de salinidade baixa a moderada que ocorre em cristais de quartzo 3, com Th=180-280°C; 2) salmoura do sistema H2O-NaCl-CaCl2 que ocorre nos quartzos 4 e 6, com Th=270-400°C que sofreu diluição provocada por mistura com água meteórica, baixando sua salinidade e temperatura (Th=120-380°C); 3) fluido aquocarbônico de média salinidade que ocorre nos quartzos 3 e 4, com Th=230-430°C. O fluido aquocarbônico foiinterpretado como o fluido mineralizante relacionado com o cisalhamento, com Th mais baixa em rochas mais rasas e Th mais alta em maior profundidade. As salmouras foram relacionadas geneticamente a um evento magmático aproximadamente contemporâneo ao cisalhamento (Granito Maloquinha?), com Th mais baixa no final do processo residual magmático. As condições de temperatura e pressão de formação do depósito Ouro Roxo foram estimadas pelo geotermômetro da clorita e isócoras calculadas a partir dos dados microtermométricos. Os valores de T-P situam-se entre 315 e 395°C e 2 a 4,2 kb. Dois mecanismos podem ter provocado a deposição do minério: 1) interação fluido-rocha com reações de hidrólise (alterações propilítica e fílica) e sulfetação associada provocaram aumento de fO2 e redução de fS2 ; 2) mistura dos fluidos aquocarbônico e salmoura magmática com aumento de fO2 e diminuição de pH. Estes dois mecanismos favoreceram a deposição do ouro em sítios de transtensão da zona de cisalhamento.A idade de formação do minério, obtida pelo método Pb-Pb em pirita, foi estimada em 1858±130Ma. O erro muito elevado a torna apenas uma idade de referência que evidencia uma relação temporal da mineralização e do cisalhamento com a granitogênese Maloquinha. O ambiente orogênico de arco magmático, o estilo filoneano do depósito, o controle estrutural pela zona de cisalhamento, a alteração hidrotermal (propilítica+fílica+carbonatação), a associação metálica (Au+Cu+Bi), e o fluido mineralizante (aquocarbônico de média salinidade) e a participação de salmoura magmática na deposição do minério são compatíveis com um modelo híbrido (orogênico com participação magmática) para a gênese do depósito aurífero Ouro Roxo.
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The mineralizing fluid in the Piaba gold deposit, São Luís cratonic fragment (NW-Maranhão, Brazil) based on fluid inclusion studies in quartz veins
(2013-03) FREITAS, Saney Cecílio Ferreira de; KLEIN, Evandro Luiz
O depósito aurífero de Piaba tornou-se 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 de arcos de ilhas entre 2240 e 2150 Ma, juntamente com outras unidades menores. A mineralização é caracterizada por uma trama stockwork de veios e vênulas de quartzo com seus halos de alteração (clorita + muscovita + carbonato + pirita + calcopirita e ouro) hospedada em um granodiorito granofírico fino (Granófiro Piaba) e em rocha subvulcânica andesítica do Grupo Aurizona. O corpo mineralizado é espacialmente limitado à zona de cisalhamento ENE-WSW rúptil-dúctil (Falha Piaba). Estudos petrográficos, microtermométricos e por espectroscopia microRaman no quartzo definiram inclusões aquo-carbônicas bifásicas e trifásicas, produzidas por aprisionamento heterogêneo durante separação de fases, e fluidos aquosos tardios. A solução mineralizadora corresponde a um fluido aquo-carbônico 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 NaCl equivalente. O minério depositou a 267 - 302ºC e 1,25 - 2,08 kbar, correspondendo a profundidades de 4 a 7 km, em consonância com o regime estrutural. A composição e o intervalo de P-T do fluido mineralizador, combinados com o caráter redutor (log ƒO2 -31,3 a -34,3) e a sulfetação da rocha hospedeira, sugerem que o ouro foi transportado como um complexo sulfetado. O minério foi depositado em consequência da separação de fase, redução da atividade de enxofre e da ƒO2 pela interação fluido-rocha.