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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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Petrologia de granitos alcalinos com alto flúor mineralizados em metais raros: o exemplo do Albita-granito da mina Pitinga, Amazonas, Brasil
(Universidade Federal do Pará, 2000-11-23) COSTI, Hilton Túlio; DALL'AGNOL, Roberto; http://lattes.cnpq.br/2158196443144675
Os depósitos minerais ocorrentes na mina Pitinga relacionam-se aos granitos Proterozóicos Água Boa e Madeira, os quais são intrusivos em rochas vulcânicas ácidas do Grupo Iricoumé, de idade 207Pb/206Pb de 1888 ± 3 Ma. O granito Madeira é composto por quatro fácies. As facies precoces são um anfibólio-biotita-sienogranito porfirítico metaluminoso, localmente com textura rapakivi, que mostra idade 207Pb/206Pb de 1824 ± 2 Ma, e biotita-feldspato alcalino-granito equigranular peraluminoso, com idade 207Pb/206Pb de 1822 ± 1 Ma. As fácies tardias são um feldspato alcalino-granito hipersolvus porfirítico (FAGHP) com afinidades peralcalinas e idade 207Pb/206Pb de 1818 ± 2 Ma, e um albita-granito subsolvus. As relações de campo indicam que essas duas unidades interagiram e foram colocadas simultaneamente, admitindo-se para o albita-granito uma idade similar à do granito hipersolvus. O albita-granito (ABG) é composto por duas fácies. A fácies predominante é de cor acinzentada, peralcalina, denominada albita-granito de núcleo (ABGn). O ABGn é composto essencialmente por albita, quartzo, feldspato potássico e, subordinadamente, por criolita, zircão, polilitionita, riebeckita, pirocloro, mica escura rica em Fe, cassiterita e magnetita. As proporções modais das fases essenciais são aproximadamente equivalentes, sugerindo a cristalização do ABGn a partir de um líquido de composição cotética ou mínima. A origem magmática também é indicada por texturas microscópicas do tipo snowball, pela presença local de texturas de fluxo e pela sua expressiva homogeneidade geoquímica. O ABGn transiciona para uma rocha avermelhada, geoquimicamente peraluminosa, definida como albita-granito de borda (ABGb), que ocorre ao longo dos contatos do ABG com as rochas encaixantes. O ABGb é formado essencialmente por quartzo, feldspato potássico e albita, com fluorita, zircão, clorita, cassiterita, hematita e columbita. As proporções modais das fases essenciais são dispersas, com crescimento, em relação ao ABGn, no conteúdo de quartzo e redução no de albita. O ABGb é interpretado como originado por autometassomatismo do ABGn, que teve a sua mineralogia peralcalina modificada por ação de fluidos residuais. Evidências texturais indicativas de dissolução de fases primárias, formando cavidades preenchidas por fases tardias, bem como a substituição de criolita, micas e pirocloro apoiam essa interpretação. As análises por microssonda eletrônica indicam que as composições dos feldspatos do ABGn aproximam-se das dos termos finais albita e ortoclásio. Os feldspatos potássicos (Or —98%) não são pertíticos e apresentam altos teores de Rb2O (-2%) e Fe2O3 (-0,6%). As albitas (Ab —99%) mostram teores anomalamente altos de Fe2O3 (-1%) e relativamente baixos de Al2O3. Essas características composicionais indicam: (1) baixas temperaturas de cristalização para o ABGn, provavelmente inferiores a 500°C; (2) deficiência em Al2O3 no líquido a partir do qual o ABGn cristalizou. São reconhecidos dois tipos de micas no ABGb. As mais abundantes são Zn-Rb-polilitionitas, enquanto o segundo tipo é definido por micas com altos Fe, Zn, F, Rb e Li. Estas últimas apresentam Fe3+ como componente tetraédrico e baixos teores de Al2O3, sendo provisoriamente classificadas como micas tetraferríferas litiníferas (MTL). A ocorrência de mineralizações de Sn e metais raros e as composições químicas mostradas pelas micas e feldspatos, indicam que o líquido gerador do ABGn era geoquimicamente similar aos dos formadores de sistemas pegmatíticos portadores de metais raros. Os elevados teores de Fe2O3 dos feldspatos e MTLs, além da presença de magnetita, indicam que o ABG cristalizou sob condições de Fo2- relativamente elevada (~NNO). O ABGn apresenta teores muito elevados de F, Na2O, Sn, Nb, Zr, U, Th, Zn, Li e Rb, além de teores muito baixos ou nulos de CaO, MgO, TiO2, P2O5, Ba e Sr. Os valores extremos das razões K/Rb e Rb/Sr refletem o grau de fracionamento muito avançado do líquido a partir do qual o ABG cristalizou. Os padrões em "asa de gaivota" dos ETR, além das baixas razões LaN/YbN, indicam a forte influência do F durante a evolução magmática do ABGn. Os ETR mostram, internamente, se arranjam em "tetrads", indicando que seus mecanismos de fracionamento e distribuição foram controlados por processos similares aos ocorrentes em sistemas graníticos muito evoluídos. Os isótopos de Nd indicam protólitos paleoproterozóicos crustais para as fácies precoces do granito Madeira, que apresentam valores de εNd ligeiramente negativos. As amostras do ABGn e uma amostra do FAGHP apresentam valores baixos, porém positivos de εNd. Estes dados podem ser interpretados como: (1) indicando que o ABG e o FAGHP têm fontes distintas daquelas das fácies precedentes; (2) que o sistema isotópico Sm-Nd do ABG e do FAGHP foi perturbado. Finalmente, um desvio no sentido de valores de εNd extremamente negativos é mostrado pelas amostras do ABGb e por uma amostra hidrotermalizada do FAGHP . Isso demostra que os processos hidrotermais que afetaram o ABGb e, localmente, o FAGHP , causaram profundas perturbações no sistema isotópico Sm-Nd dessas rochas. O modelo petrogenético adotado, baseado em experimentos realizados no sistema albita-granito – H2O - HF a 1 Kbar, sugere que o ABG foi originado a partir de líquidos residuais derivados de magmas inicialmente ricos em F e empobrecidos em MgO, TiO2 e principalmente CaO. A concentração de F nos líquidos finais rebaixa fortemente a viscosidade, densidade e o solidus do sistema, causando uma também extrema diferenciação desses líquidos, que passam a ter uma composição similar a de pegmatitos enriquecidos em metais raros. O aumento do teor de H2O com o avanço da cristalização leva a separação de fluídos aquosos, responsáveis pela formação das rochas dos níveis pegmatíticos no interior do ABG, enquanto a fase residual rica em F geraria os bolsões e veios de criolita maciça associados a eles.
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Química mineral em xenotímio e minerais associados as fases pegmatóides da facies albita-granito, Suíte Madeira, mina Pitinga, Amazonas.
(Universidade Federal do Pará, 2013-08-05) SOLEDADE, Gilvana Lima da; COSTI, Hilton Tulio; http://lattes.cnpq.br/4331565632387516; LAMARÃO, Claudio Nery; http://lattes.cnpq.br/6973820663339281
A mina Pitinga está localizada na porção norte do estado do Amazonas. Dentro da área da mina Pitinga os plútons Madeira, Água Boa e Europa, agrupados na Suíte Madeira, foram datados no Paleoproterozóico. O Granito Madeira contém quatro fácies distintas: anfibólio-biotita-sienogranito, biotita-feldspato alcalino-granito, feldspato alcalinogranito hipersolvus porfirítico e a última fase é o albita-granito, uma rocha fortemente mineralizada em metais raros, com frações pegmatíticas associadas. Os pegmatitos apresentam cristais bem desenvolvidos de quartzo, feldspato potássico, albita, mica escura, criolita, minerais opacos e xenotímio, objeto deste estudo. A geoquímica das rochas estudadas mostrou que o albita-granito de núcleo equigranular (ABGN) possui concentrações de ETR variando de 187,43 a 328,03 ppm, alcançando 1.276,63 no ABGN fluidal, e de 6.916,07 ppm nos pegmatitos. As concentrações de ítrio variam de 48,80 a 128,80 no ABGN, de 83,30 a 240,60 ppm no ABGN fluidal e alcançam 1.193,40 ppm nos pegmatitos. O xenotímio, principal mineral de ETRP e Y, apresentou conteúdos de ETRP de 32% a 36% e Y de 21 a 25%. A distribuição dos ETR em xenotímios é diferente do observado no ABGN equigranular, ABGN fluidal e nos pegmatitos com forte enriquecimento nos ETRP, o que sugere a sua cristalização tardia a partir de fluidos altamente diferenciados e fracionados, contudo, todos os padrões exibem distribuição tipo tetrad com mais altos teores em ETRP em relação aos ETRL. Estudos por MEV/EDS nos cristais de xenotímio revelaram associações mineralógicas e padrões texturais incomuns, não observados na microscopia óptica, tais como: feições de exsolução de torita (ThSiO4) e gagarinita [NaCaY(F,Cl)6], fraturas preenchidas por galena, cassiterita, micas e criolita. Análises químicas por WDS nas áreas bastante alteradas e áreas menos alteradas nos xenotímios revelaram significativas diferenças químicas nas porções com exsoluções de gagarinita e torita das porções sem alteração. As áreas alteradas apresentaram teores de SiO2 e ThO2 mais baixos (média 0,05% e 0,06%, respectivamente) quando comparados aos das porções com alteração incipiente (média 0,40% de SiO2 e 0,62% de ThO2), chegando a um teor máximo de ThO2 de 1,50%. A exsolução de torita em xenotímio, e as diferenças composicionais nos conteúdos de Th e Si, em porções alteradas e não alteradas do cristal, evidenciam que há remobilização destes elementos nas áreas alteradas do cristal, onde o Th incorporado a estrutura do xenotímio é exsolvido, precipitando-se na forma de torita. A associação xenotímio-gagarinita é inédita no contexto das mineralizações da Mina Pitinga e está pela primeira vez documentada neste trabalho, indicando que a gagarinita não está limitada aos veios de criolita e associada à fluocerita. Nos xenotímios, a gagarinita ocorre como grânulos exsolvidos orientados (áreas alteradas) e como inclusões (cristais subédricos a euédricos) e a torita como grânulos exsolvidos orientados. A Província Pitinga é responsável por 60% da produção brasileira de Sn com reservas associadas de Nb, Ta e F, além de teores anômalos de Zr, Y, Rb e Th. Somando-se a estas reservas, os óxidos de ETRP, também presente nos pegmatitos com concentrações de xenotímio, gagarinita e criolita viabilizam a exploração desses minérios como coprodutos.