Navegando por Assunto "Metalogenia"

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Alterações hidrotermais associadas às rochas máfico-carbonatíticas do depósito de fosfato Serra da Capivara, região de Vila Mandi (PA), extremo sul do Cráton Amazônico.
(Universidade Federal do Pará, 2019-07-14) VIEIRA, Danilo Amaral Strauss; FERNANDES, Carlos Marcello Dias; http://lattes.cnpq.br/9442875601862372
Próximo ao limite dos estados do Pará e Mato Grosso, contexto do Cráton Amazônico, distante aproximadamente 90 km a oeste do distrito de Vila Mandi, município de Santana do Araguaia (PA), ocorre o inédito vulcano–plutonismo denominado Complexo máfico-carbonatítico Santana. É formado por um membro inferior máfico-ultramáfico com litofácies plutono–vulcânica e outra vulcanoclástica; bem como por um membro superior carbonatítico com litofácies plutônica, efusiva e outra vulcanoclástico originadas em ambiente de caldeira vulcânica com amplas zonas de alterações hidrotermais e estruturas circulares geneticamente relacionadas. Esse conjunto foi parcialmente afetado pelo severo intemperismo Amazônico, produzindo supergenicamente o depósito de fosfato Serra da Capivara. Apesar de especulativo, o Complexo máfico-carbonatítico Santana é do Paleoproterozoico, já que invade as sequências vulcano–plutônicas paleoproterozoicas formações Cinco Estrelas e Vila Mandi (1980–1880 Ma) e é capeado por rochas sedimentares também da mesma Era. O membro inferior máficoultramáfico contém litofácies com piroxenito e subordinados ijolito e apatitito que afloram em amplos lajedos. No geral o piroxenito possui granulação média com augita (~ 90% vol.), ceilonita (MgAl2O4), magnesio-riebeckita e olivina substituída por argilominerais (saponita). O ijolito é formado por fenocristais de clinopiroxênio e nefelina imersos em matriz fina com nefelina, calcita e magnetita intersticiais. Blocos de apatitito são compostos de apatita de granulação média (~ 98% vol.) e calcita. As rochas vulcânicas dessa litofácies são blocos isolados métricos de basalto alcalino e apatitito fino. Esse basalto apresenta granulação fina com mineralogia essencial composta por plagioclásio e augita. Além disso, ocorre uma intensa cimentação de calcita na forma de esférulos com calcita e quartzo, além de intersticiais pirita, óxidos de ferro, apatita, barita, rutilo, celestina e monazita. Essa textura mostra uma relação de imiscibilidade entre o magma silicático e o carbonatítico. Vulcanismo autoclástico a explosivo é materializado por litofácies com depósitos mal selecionados de brecha polimítica maciça, lapilli-tufo, tufo de cristais e tufo de cinzas. As rochas autoclásticas revelam textura vulcanoclástica formada por clastos angulosos originados da autofragmentação da litofácies plutono–vulcânica máfica-ultramáfica. Depósitos epiclásticos vulcanogênicos cobrem todas as litofácies anteriores. O membro superior carbonatítico contém litofácies com calcitacarbonatito grosso (sövito) amarelo-avermelhado com calcita (85–90%) subédrica a euédrica e variações para calcita magnesiana ferrífera e dolomita, além de acessórios como magnetita, hematita, feldspato potássico e pirita. Esse litotipo é seccionado por veios de carbonatito fino intensamente hidrotermalizado. Ocorre raro apatitito grosso que representa o protominério do depósito. Litofácies vulcânica efusiva revela calcita-carbonatito fino (alviquito) rico em calcita (80–85% vol.) com texturas variando de porfirítica equigranular fina, além de hematita, magnetita, feldspato potássico e pirita. Litofácies mal selecionada de vulcanismo explosivo carbonatítico contém tufo de cristais, lapilli-tufo e brecha polimítica maciça formados por clastos angulosos provenientes das encaixantes e do próprio complexo. Stocks e diques sieníticos invadem o conjunto. A principal alteração magmática hidrotermal do complexo é representada por rochas carbonatíticas hidrotermalizadas de colorações avermelhadas, vermelho amarronzado e amarelado. A paragênese mineral encontrada foi barita + fluorapatita + dolomita ± quartzo ± rutilo ± calcopirita ± pirita ± monazita ± magnetita ± hematita. Essa alteração ocorre de três maneiras distintas; 1) nas zonas mais profundas, onde os minerais encontrados foram barita, fluorapatita e dolomita em alterações pervasivas a fissurais associadas a carbonatitos finos profundos. 2) No sövito, de estilo intersticial fraco com mineralogia semelhante às alterações profundas. 3) no alviquito com alterações intersticiais intensas e formação de quartzo hidrotermal associado a barita, fluorapatita, dolomita, monazita, celestina e rutilo. A assembleia mineral das alterações mais profundas aponta para fluídos inicialmente ricos em sulfato, magnésio, fósforo e CO2 com origem na transição entre as fases tardi-magmática a hidrotermal. Ao passar para fases mais superficiais do vulcanismo, houve assimilação de SiO2 das rochas encaixantes evidenciados pela formação de quartzo intersticial no alviquito. O ambiente interpretado de caldeira vulcânica ocorre na interceptação de falhas regionais NE–SW e NW–SE com até 40 km de extensão e que serviram como conduto profundo do magma percursor do complexo. A raiz do sistema é representada por rochas máficoultramáficas e carbonatitos plutônicos. A fase pré-caldeira envolveu intensa degaseificação e atividades hidrotermais em função da evolução magmática, bem como ascensão por falhas lístricas e colocação em superfície de grande volume de lavas carbonatíticas (alviquitos) que construíram o extinto edifício vulcânico. O colapso dessa estrutura e o abatimento topográfico coincidiu com vulcanismo explosivo e formação dos litotipos vulcanoclásticos, representando a cobertura intra-caldeira. Os sienitos tardios podem representar a fase pós-caldeira e selagem das estruturas. A paragênese hidrotermal identificada no Complexo máfico-carbonatítico Santana mostra importante potencial metalogenético para elementos terras raras e fosfato e representa um guia prospectivo em terrenos proterozoicos do Cráton Amazônico, a exemplo de outras áreas do planeta.
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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.
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Greisens e Epi-sienitos potássicos associados ao granito água boa, Pitanga (AM): um estudo dos processos hidrotermais geradores de mineralizações estaníferas
(Universidade Federal do Pará, 2002-10-23) BORGES, Régis Munhoz Krás; DALL'AGNOL, Roberto; http://lattes.cnpq.br/2158196443144675
Na borda oeste do pluton Água Boa, na mina Pitinga (AM), ocorrem três tipos de greisens estaníferos associados espacialmente à fácies granito rapakivi: greisen 1 (Gs1), constituído principalmente por quartzo, topázio, siderofilita marrom e esfalerita; greisen 2 (Gs2), formado essencialmente por quartzo, fengita e clorita; greisen 3 (Gs3), constituído essencialmente por quartzo, fluorita e fengita, com quantidades subordinadas de siderofilita verde. Além disso, associado ao Gs2, ocorre um epi-sienito potássico (EpSK), formado pela dessilicificação do granito rapakivi. Apesar de suas diferenças composicionais e petrográficas, os greisens e epi-sienitos se formaram a partir do mesmo protólito granítico, um hornblenda-biotita-álcali-feldspato-granito a sienogranito. O Gsl apresenta uma zonação interna definida pela predominância de determinados minerais. Assim, ao longo de um halo de alteração contínuo, a zona rica em siderofilita (ZS) está em contato com o granito greisenizado, enquanto que a zona rica em topázio (ZT) situa-se mais afastada do granito. A siderofilita marrom apresenta teores moderados em AI, e sua variação composicional ocorre pela substituição de Fe+2 por A1+3 e Li nos sítios octaédricos, com geração de vacâncias, e concomitante substituição de A1+3por Si+4nos sítios tetraédricos. No Gs2, as zonas mineralógicas estão separadas espacialmente, em níveis onde predomina a fengita (ZF) ou a clorita (ZC). A fengita apresenta um mecanismo evolutivo em que o viAl é substituído por Fe+2 nos sítios octaédricos, com enriquecimento acoplado de Si+4 às expensas de A1+3 nos sítios tetraédricos. Seus teores de Li calculado são ainda menores do que aqueles estimados para a siderofilita do Gs1. No Gs3, a siderofilita verde é composicionalmente mais rica em VIAl e mais pobre em F do que a siderofilita do Gsl, enquanto que a fengita subdivide-se em dois tipos composicionais: uma fengita mais aluminosa, pobre em Fe+2, e uma mais rica em F e Fe+2, que segue os mesmos trends evolutivos apresentados pela fengita do Gs2. A clorita dos três greisens é extremamente rica em Fe, do tipo dafnita. Na sua estrutura, a substituição de 'JIA' por cátions R+2 causa um aumento na ocupação tetraédrica do Si. As cloritas mais aluminosas apresentam as mais altas temperaturas de formação, segundo os geotermômetros clássicos propostos na literatura. Os greisens são resultantes de diferentes processos de interação entre três fluidos principais: (1) fluido aquo-carbônico de baixa salinidade, rico em F, com temperaturas iniciais entre 400° e 350°C, presente durante a formação do Gs1 e Gs3; (2) fluido aquoso de baixa salinidade, e temperatura ao redor de 300°C e que, ao longo de um processo contínuo de salinização, gera um fluido residual de salinidade moderada a alta, com temperaturas entre 200° e 100°C, presente durante a formação do Gs2 e no estágio de silicificação do EpSK; (3) fluido aquoso de baixa salinidade, com temperaturas entre 2000 e 150°C, e que interagiu com os outros dois fluidos, contribuindo, em diferentes graus, para a formação de praticamente todas as rochas hidrotermais. Os dois primeiros fluidos aparentemente têm origem ortomagmática, enquanto que o último tem características de fluido superficial (meteórico?). Além destes, considera-se que o fluido responsável pelo estágio inicial do processo de epi-sienitização não ficou registrado nas amostras estudadas. Estes fluidos foram aprisionados em condições de pressão ao redor de 1 Kb, compatível com níveis crustais rasos, como parece ser o caso dos granitos estaniferos de Pitinga. Tanto a epi-sienitização quanto a greisenização ocorreram sem mudanças no volume original do granito, enquanto as variações de massa decorrentes das transformações causaram as diferenças nas densidades das rochas alteradas. A greisenização causou uma grande remoção em Na2O e K2O, enquanto que SiO2 permaneceu imóvel no Gsl e foi parcialmente removido no Gs2. O Al2O3 sofreu perdas durante a formação do Gs2, mas foi parcialmente adicionado ao Gsl. Os responsáveis pelo aumento de massa durante a greisenização foram Fe2O3 (Fe total), Sn, S, voláteis (P.F.) e F. No Gsl, a diminuição da atividade do F e o aumento da fO2 durante o resfriamento, causaram mudanças químicas nos fluidos, e a conseqüente diferenciação entre a ZT, nas porções mais internas dos condutos/fraturas, e a ZS, mais próxima do granito encaixante. O Gs3 foi formado sob condições mais oxidantes e por fluidos mais pobres em F do que aqueles aprisionados na ZS. A geração de cavidades de dissolução durante a epi-sienitização aumentou a permeabilidade das rochas alteradas, propiciando o aumento das razões fluido-rocha no sitio de formação do EpSK e Gs2. A interação dos fluidos aquosos com os feldspatos do EpSK, durante a formação do Gs2, causou um aumento contínuo na sua salinidade. A ZF foi formada nos estágios mais precoces desta interação, sob temperaturas relativamente mais altas, enquanto que a ZC é um produto dos fluidos aquosos residuais, mais salinos e mais frios. Estes fluidos residuais também foram aprisionados no quartzo de preenchimento de cavidades no EpSK durante o processo de silicificação tardia. Desta forma, os greisens e epi-sienitos potássicos foram formados pela interação entre, pelo menos, três fluidos de origem aparentemente independente, a partir do mesmo protólito granítico, em condições de crosta rasa. As variações nas condições de fO2, atividade do F e salinidade, durante o resfriamento do sistema hidrotermal, e contrastes nas razões fluido-rocha causadas por diferenças de permeabilidade, foram fatores fundamentais para a diferenciação dos greisens. Estes fatores influenciaram sobremaneira as mudanças composicionais dos fluidos e foram responsáveis pela precipitação de cassiterita e sulfetos nos greisens, e pelo enriquecimento em Sn e S durante a greisenização tardia dos epi-sienitos potássicos.
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O Magmatismo granítico e os seus efeitos na região de Xambioá/Araguanã, To
(Universidade Federal do Pará, 2009-05-22) POINSIGNON, Janaina Reis; KOTSCHOUBEY, Basile; http://lattes.cnpq.br/0096549701457340
A região de Xambioá está localizada na parte oriental do Cinturão Araguaia, na porção setentrional do domínio do Grupo Estrondo (noroeste do estado do Tocantins). Os granitos Ramal do Lontra e Serra da Ametista, intrusivos nas rochas do Grupo Estrondo, eram até pouco tempo os únicos corpos félsicos conhecidos na região. Recentemente, por ocasião de levantamentos geológicos mais detalhados, foram identificados outros corpos graníticos intrusivos, geralmente de pequeno porte, bem como, em vários setores, sinais de albitização, greisenização e caulinização tanto destes corpos como das rochas encaixantes. Enxames de veios de quartzo hospedeiros de cristal de rocha e eventualmente ametista estão comumente associados às intrusões graníticas e/ou às rochas encaixantes alteradas. O magmatismo félsico se expressou pelo alojamento, por um lado, de corpos álcali-graníticos (granitos do Ramal do Lontra e Serra da Ametista e ocorrências da Fazenda Novo Horizonte, Fazenda Bela Vista, Fazenda Belém, Morro das Antenas e adjacências) e por outro de albita granito (Granito de Araguaci e setor de Pedra Preta). Os álcali-feldspato granitos, de granulação fina a média, são geralmente deformados. Esses corpos foram considerados como tardi-tectônicos e corresponderiam a zonas apicais ou apófises de intrusões graníticas maiores, não expostas. O albita granito, também de granulação fina a média, compõe-se essencialmente de albita, em cristais euédricos, e quartzo e não apresentam deformação. Foram interpretados como produtos de extrema diferenciação do magma granítico, do qual se originaram os álcali-feldspato granitos. O quadro pós-magmático teve um desenvolvimento complexo, que resultou na formação de enxames de veios de quartzo e em acentuada alteração tanto das rochas graníticas intrusivas como das rochas encaixantes pertencentes às formações do Grupo Estrondo e do embasamento arqueano. De acordo com o estudo de inclusão fluida (IF) em veios de quartzo, dois tipos de fluidos atuaram durante a fase pós-magmática, um aquo-carbônico e outro aquoso. O primeiro, de alta temperatura (de 340 a 500°C) e salinidade (de 38 a 53 % eq NaCl) e de origem metamórfica, com importante contribuição magmática, teria sido responsável pela formação das porções precoces, leitosas, dos veios de quartzo, bem como, provavelmente, pelas alterações metassomáticas de mais alta temperatura, ou seja, a albitização e a greisenização dos corpos graníticos intrusivos e das suas rochas encaixantes. O segundo tipo, de temperatura e salinidade moderadas a baixas (de 120 a 200°C e de 1 a 18% eq NaCl), teria tido uma origem exclusivamente magmática, porém teria sofrido, desde o início, uma influência crescente de soluções de baixa temperatura e salinidade, provavelmente de origem meteórica. No entanto, é possível que a forte diminuição de temperatura e salinidade seja resultado, em parte, do decaimento natural do processo hidrotermal. Esses fluidos tardios teriam sido responsáveis pela formação do cristal de rocha, em regime distensivo de alívio de pressão. Admite-se também que esses fluidos causaram, nas rochas ígneas e metassedimentares encaixantes, as alterações de baixa temperatura, em particular a caulinização. Em termos de alterações metassomáticas, a albitização foi a mais precoce. Sob alta temperatura e condições alcalinas, ela afetou tanto os álcali-feldspato granitos como o albita granito, além das formações encaixantes proximais. Albititos, contendo localmente aegirina e riebeckita, resultaram desse processo. No entanto, indícios acentuados de albitização foram igualmente detectados nas rochas do Grupo Estrondo e do Complexo Colméia, independentemente de qualquer influência magmática, sugerindo a possibilidade de este processo não ter sido apenas local, e sim também regional, e relacionado ao metamorfismo regional ou ao dinamometamorfismo que atuaram durante a estruturação do Cinturão Araguaia. A greisenização, mais localizada, sucedeu à albitização, ainda à alta temperatura, porém já em condições francamente ácidas. Limitou-se às rochas imediatamente encaixantes dos corpos graníticos intrusivos e provavelmente às porções mais marginais destes. Finalmente, a temperaturas mais baixas e condições ácidas ocorreu a caulinização cujos efeitos foram observados exclusivamente em xistos encaixantes dos corpos intrusivos, embora esta alteração tenha possivelmente afetado também estes últimos. A destruição de todos os minerais primários, exceto o quartzo, em parte dissolvido, resultou em formação de caulim bastante puro, constituído por caulinita de elevada cristalinidade. Os dados geoquímicos mostram certa coerência entre os diversos processos, assim como a concentração de elementos traço (Th, U, Hf, Nb, Zr, V, W) bastante clássicos de ambiente graníticos. Os resultados obtidos, no presente estudo, mostraram que as manifestações do quadro magmático/hidrotermal foram muito mais intensas do que se pensava anteriormente, sendo assim recomendada a continuação das investigações, em zonas mais meridionais do domínio do Grupo Estrondo.