Navegando por Assunto "Metalogenia - Tapajós, Região (PA)"

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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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Estudos de inclusões fluidas e isótopos estáveis nos alvos Jerimum de cima e Babi, campo mineralizado do Cuiú-Cuiú, Província Aurífera do Tapajós, Cráton Amazônico: implicações para os processos genéticos
(Universidade Federal do Pará, 2015-08-18) SILVA JUNIOR, Carlos Alberto dos Santos; KLEIN, Evandro Luiz; http://lattes.cnpq.br/0464969547546706
O campo mineralizado do Cuiú-Cuiú está inserido próximo à porção central da Província Aurífera do Tapajós, na porção centro-sul do Cráton Amazônico. Este campo é uma das áreas garimpeiras mais antigas da província e possui várias ocorrências, alvos em exploração e depósitos auríferos (Central, Raimundinha, Pau da Merenda, Guarim, Jerimum de Cima, Jerimum de Baixo, Nhô, Moreira Gomes, Babi, e outros menos conhecidos). Como forma de contribuir com o entendimento metalogenético do campo mineralizado do Cuiú-Cuiú em geral, este trabalho enfocou os alvos Jerimum de Cima (mineralizado) e Babi (fracamente mineralizado) e buscou: (1) definir a mineralogia sulfetada associada com a mineralização aurífera e suas relações texturais com as rochas hospedeiras; (2) definir as características físico-químicas dos fluidoshidrotermais/mineralizadores por meio de estudos petrofgráficos, de inclusões fluidas e de isótopos estáveis (C, O, S), buscando identificar o que provocou a alteração hidrotermal nesses alvos e que permitiram mineralização mais expressiva em Jerimum de Cima (e outros alvos/depósitos do campo), o que ocorreu fracamente (não econômica) no alvo Babi. O estudo petrográfico revelou rochas hospedeiras fortemente alteradas por hidrotermalismo, muitas vezes obliterando as características primárias destas rochas. Essa alteração é fissural e pervasiva seletiva (disseminada). No alvo Jerimum de Cima foram identificados biotita-hornblenda tonalito, monzogranito e granodiorito, todos hidrotermalizados, como rochas hospedeiras. No alvo Babi foram reconhecidos titanita monzogranito, biotita monzogranito, biotita hornblenda tonalito hidrotermalizados, além de monzogranito brechado. Sericitização, silicificação e sulfetação ocorrem intensamente no alvo Jerimum de Cima, enquanto que cloritização e carbonatação ocorrem normalmente nos dois alvos. Pirita, esfalerita, calcopirita e galena, em ordem decrescente de abundância, são os sulfetos, com larga predominância de pirita. Inclusões fluidas (IF) aprisionadas em cristais de quartzo ocorrem em pequenos grupos, isoladamente e em trilhas. Na ordem decrescente de abundância, ocorrem três tipos: aquosas bifásicas (Tipo 1), aquocarbônicas (Tipo 2) e carbônicas (Tipo 3). Os resultados das análises microtermométricas indicam para as IF aquosas do alvo Jerimum de Cima Tht (Temperatura de Homogeneização Total) entre 105 a 387°C, e salinidade entre 0,0 a 18% em peso equivalente de NaCl; e nas aquocarbônicas o valor do Tht está entre 144 e 448°C, a salinidade entre 1,0 e 7,8% em peso equivalente de NaCl e a densidade global varia entre 0,6 e 1,0 g/cm3. No alvo Babi as IF aquosas foram os únicos tipos detectados. A Tht dessas IF ocorreu entre 136 e 410°C e a salinidade está entre 0,7 e 13,2% em peso equivalente de NaCl. As IF aquocarbônicas são interpretadas como produto de imiscibilidade de fluidos (separação de fases). A ausência de CO2 no alvo Babi pode ser explicada pelo aprisionamento do fluido em momento mais tardio da evolução do sistema hidrotermal, após o consumo do CO2, e apenas a fase aquosa foi aprisionada. Estudos de isótopos estáveis em minerais hidrotermais de veios e de zonas de alteração indicam temperaturas de precipitação dos minerais entre 305 e 330°C e entre 108 e 205°C, o que está de acordo com as Tht obtidas em inclusões fluidas e indicam mais de um estágio de precipitação. Também sugerem fontes magmáticas e meteóricas para os fluidos, com possível mistura. Os dados obtidos são compatíveis com depósito magmático-hidrotermal (relacionado à intrusão), com mistura de fluido magmático e meteórico. A ausência de CO2 no alvo Babi pode explicar a fraca mineralização nesse alvo.
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Rochas hospedeiras, alteração hidrotermal e avaliação do balanço geoquímico de massa do Depósito Aurífero Tocantinzinho, Província do Tapajós-PA
(Universidade Federal do Pará, 2012-03-05) SANTIAGO, Érika Suellen Barbosa; VILLAS, Raimundo Netuno Nobre; http://lattes.cnpq.br/1406458719432983
O depósito Tocantinzinho localiza-se na porção central da Província Aurífera do Tapajós (PAT), dentro do lineamento Tocantinzinho (NW-SE), e dista cerca de 200 km a sudoeste da cidade de Itaituba (PA). O granito hospedeiro (2,0 Ga) é constituído por rochas granitoides diversas, porém monzogranitos são dominantes, os quais, juntamente com sienogranitos e álcali-feldspato granitos subordinados, representam suas fácies mais evoluídas. Trata-se de um stock alongado na direção NW-SE, interpretado como tardiorogênico a pós-colisional, cujo magma foi alojado a profundidades de 6-9 km e cristalizado em condições de ƒO2 intermediárias (tipo oxidado da série ilmenita). Foi relacionado aos estágios finais da orogênese Cuiú-Cuiú, à semelhança do Monzogranito Jamanxim, de mesma idade. Os granitoides foram agrupados, de acordo com o grau de alteração, em (1) pouco alterados (5-10% de minerais hidrotermais) e (2) moderadamente alterados (10-30% de minerais de alteração), estes designados informalmente de salame e smoky, e principais hospedeiros do minério. As variedades pouco alteradas revelam, em geral, textura hipidiomórfica a alotriomórfica média a grossa com arranjos poiquilítico e rapakivi locais. Essencialmente isótropas, são constituídas de microclina (41 a 50%), quartzo (21 a 33%) e oligoclásio (An28-29) (22 a 36%), além de biotita (1,5 a 8%) e Fe-edenita (0 a 2%) como minerais varietais. Zircão, magnetita, apatita, allanita, monazita, U-thorita e titanita formam a suíte de fases acessórias primárias. Essas rochas são meta a peraluminosas e de afinidade shoshonítica, mostram baixos teores de CaO (<1,6%) e MgO (<0,5%), razões Fe2O3/FeO na faixa de 0,44-0,55 e razões K2O/Na2O com valor médio de 1,29. Apesar das marcantes diferenças macroscópicas, as variedades salame e smoky revelam notáveis similaridades mineralógicas e químicas, à parte as razões Fe2O3/FeO e conteúdos de Na2O e MgO. As texturas magmáticas foram moderada a severamente mascaradas, especialmente em zonas cataclasadas. A alteração hidrotermal das rochas granitoides, embora generalizada, é fraca a moderada. Foram descritos, em ordem cronológica, os seguintes tipos: cloritização, sericitização, silicificação e carbonatação. Os dois primeiros foram ubíquos, enquanto que os dois últimos são de ocorrência mais local e estão representados por vênulas de preenchimento. Os produtos hidrotermais comumente substituem minerais primários ou são constituintes de veios/vênulas mono e poliminerálicos. A mineralização é representada por ouro, pirita, calcopirita, esfalerita e galena, estando intimamente associada à sericitização em estilo dominantemente stockwork. O estágio hidrotermal iniciou com a cloritização (chamosita) a temperaturas em torno de 315-330ºC, evoluindo para sericitização, na qual os fluidos hidrotermais, que transportavam Cu-Zn-Pb-Au, teriam precipitado os sulfetos e ouro devido ao aumento do pH e das atividades das espécies de S. À medida que a alteração avançou, a sílica em solução foi precipitada como quartzo em vênulas em decorrência da diminuição da temperatura e aumento do pH. No estágio mais tardio (carbonatação), provavelmente houve mistura entre fluidos aquosos e aquocarbônicos, o que teria provocado a reação entre Ca2+ e CO2 e formado calcita. Em geral, a pouca abundância de minerais de alteração é indicativa de que o paleossistema Tocantinzinho foi dominado pelo ambiente mineralógico, implicando baixas razões fluido/rocha. Diferenças químicas observadas na clorita mostram que ora os minerais destruídos, ora a composição dos fluidos, além da temperatura, foram os agentes controladores mais importantes para sua composição. Cálculos de balanço de massa mostraram que o paleossistema hidrotermal Tocantinzinho pode ter evoluído com variação de volume (redução seguida de expansão) sem, entretanto, ter excedido 10%. A transferência de componentes dependeu do tipo de alteração e variedade considerada, mas, em geral, as rochas registraram perdas de Al2O3, FeO, Na2O, CaO, Ba e Sr, e ganhos de Fe2O3, S, voláteis e Rb. Potássio foi pouco mobilizado durante a cloritização e sericitização, mas contabilizou perdas significativas na carbonatação e silicificação, enquanto que SiO2 foi o componente mais suscetível ao fator volume escolhido. Os fluidos foram pouco eficazes para mobilizar os ETR, que exibem similar padrão de distribuição a despeito do grau de alteração. Foram estimados para cada m3 de rocha alterada perdas ou ganhos entre 210 e 330 kg, registrando-se na variedade smoky maior troca de massa nos diversos tipos de alteração, exceto na cloritização. Principais contribuições à transferência de massa entre os fluidos e o corpo granítico são devidas a SiO2, Al2O3, Fe2O3 e CaO. O depósito Tocantinzinho mostra características similares aos depósitos Batalha, São Jorge e do campo Cuiú-Cuiú da PAT. Embora ainda haja carência de importantes dados para consubstanciar um modelo genético, tipologicamente este depósito melhor se enquadra nos depósitos auríferos relacionados a intrusões graníticas.