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A associação geoquímica Au-As-B-W-Cu-(Sn) em solos, colúvios, crosta laterítica e gossans no alvo Águas Claras-Carajás
(Universidade Federal do Pará, 1997-05-07) COSTA, Newton Cunha da; COSTA, Marcondes Lima da; http://lattes.cnpq.br/1639498384851302; https://orcid.org/0000-0002-0134-0432
A área estudada denominada Alvo Águas Claras, está situada na Província Mineral de Carajás, sudoeste do Estado do Pará, que representa uma das maiores províncias minerais do Mundo. É uma importante área para a pesquisa de ouro, que vem sendo prospectada desde 1991 pela DOCEGEO, subsidiária da Companhia Vale do Rio Doce – CVRD. Este alvo está situado em região de densa cobertura de floresta chuvosa, cujos perfis geológicos encontram-se fortemente intemperizados, mostrando semelhanças com os jazimentos auríferos descritos em várias outras regiões do oeste Africano e Austrália. Na região Amazõnica, os perfis lateríticos mais antigos estão sofrendo intensa alteração desde o final da sua formação no Terciário Inferior, com conseqüente distribuição desses perfis e formação de solos ou colúvios. O objetivo desse trabalho é o estudo detalhado do comportamento do ouro, na superfície desse terreno laterítico truncado, e sua relação com os elementos-traço como B, W, Sn e Cu, em latossolos, colúvios e crostas laterito-gossânicas aflorantes na área. Assim, desenvolveu-se um estudo geoquímico e mineralógico detalhado desse material, a fim de auxiliar na identificação das assinaturas geoquímicas indicativas da natureza primária das mineralizações e rochas associadas, além da avaliação da dispersão e mobilidade desses elementos durante as transformações das crostas lateríticas e gossans em latossolos e colúvios, para o estabelecimento de critérios na prospecção geoquímica desses corpos em regiões profundamente intemperizadas. A metodologia de trabalho constou de uma fase de campo, desenvolvida sobre os corpos mineralizados denominados pela DOCEGEO de Corpo da Anomalia Au/As e Corpo do F-23, com o objetivo de reconhecimento geológico da área, descrição das unidades e coleta de amostras de superfície. As amostras coletadas foram na sua maioria latossolos, colúvios, crostas lateríticas, gossans, além das rochas encaixantes (arenitos e siltitos) e veios de quartzo. O tratamento analítico constou de várias fases como: secagem, quarteamento e separação de alíquotas de 200g para pulverização e 100g para separação dos minerais pesados e insolúveis de amostras pré-selecionadas, através dos teores mais elevados de boro e ouro. As análises petrográficas foram realizadas com microscópio ótico com luz refletida e transmitida. Todas as amostras foram submetidas a análise por difração de raios-X, onde foi analisado tanto a composição de amostra total, como dos diferentes domínios de amostras complexas e minerais isolados. Um estudo mineralógico de detalhe foi desenvolvido sobre as turmalinas, envolvendo o cálculo e refinamento dos parâmetros da cela unitária. As análises quantitativas dos minerais, assim como as fotografias de detalhe, foram realizadas por Microscopia Eletrônica de Varredura, com Sistema de Energia Dispersiva, envolvendo as partículas de ouro e outros minerais pesados associados. Nas análises geoquímicas, os seguintes elementos maiores foram analisados: Fe2O3, TiO2, P2O5 através de colorimetria; SiO2 e perda ao fogo (P.F.) por gravimetria; o Al2O3 por titrimetria; Na, Mn, K, Mg por absorção atômica, e alguns elementos-traço, incluindo o Au. No tratamento estatístico dos dados, utilizou-se principalmente os estudos de correlação, baseado no coeficiente de correlação de Parson (r), através de diagramas binários de correlação, matrizes de correlação e dendogramas da análise de agrupamentos em modo-R. Foram confeccionados mapas de isovalores para Au, B, W, e As, a fim de melhor visualizar a dispersão em superfície desses elementos. A geologia da área é caracterizada por diferentes materiais supergênicos aflorantes e sub-aflorantes, os quais podem ser justapostos na forma do seguinte perfil composto, do topo para a base: Horizonte de solo (latossolo), Horizonte de colúvio, Crosta laterítica e Gossans, sendo esses últimos, os principais corpos mineralizados em ouro, prospectados na área Águas Claras. A mineralogia de todo o perfil é representada basicamente por quartzo, caulinita e óxidos-hidróxidos de ferro, em diferentes proporções. Minerais acessórios como turmalina, wolframita, cassiterita e muscovitas são freqüentemente encontrados, ocorrendo em quantidades variadas, praticamente em todas as amostras. A composição mineralógica encontrada nos vários materiais analisados e bastante simples em termos de variedade de minerais, mas as proporções das fases mineralógicas, variam muito, mesmo dentro de amostras de um mesmo horizonte. Os minerais que representam maior distribuição entre as amostras são o quartzo e a hematita. O primeiro ocorre abundantemente no latossolo, diminuindo sensivelmente nas amostras de crosta laterítica com quase total desaparecimento nas amostras de gossans, enquanto o comportamento da hematita é o inverso. As associações geoquímicas obtidas através das análises multi-elementares: Latossolos: 1) As – Cu – B – Au – W - (Mn) - (Pb); 2) Cr – V – Ga – Mo – Ni – Zn; Colúvios: 1) As – Y – Cu – Mn – Pb – Mo; 2) Au – W – B – F; Crosta laterítica: 1) As – W – Au – B – F – Sn; 2) Cu – Ni – Pb – Zn – Sc. A associação geoquímica mais característica em todos os horizontes é aquela representada por Au-B-W-As, eventualmente com Sn-Cu-F devem refletir a assinatura geoquímica das mineralizações primárias Au-sulfetadas, além da influência das sedimentares encaixantes além das intrusões graníticas. Outras associações ou pares de correlações que envolvam Cr-V-Ga-Mo-Zn estão relacionadas a facilidade desses elementos serem incorporados na estrutura dos óxidos e hidróxidos de ferro, abundantes em todos os horizontes estudados. As partículas de ouro encontrada nos vários horizontes, apresentam morfologia e pureza bastante variadas, podendo indicar a presença de várias fases de mobilização desse metal no ambiente supergênico. Quanto aos elementos-traço, ocorrem anomalias fortes de W, Sn e B, tendo como minerais responsáveis pelos altos teores, respectivamente, a wolframita, a cassiterita e a turmalina, sendo esta última pertencente ao campo composicional da dravita-schorlita, ricas em ferro, se aproximando bastante ao campo das ferridravitas. Dentro do exposto, pode-se dizer que apesar da simplicidade mineralógica, a concentração dos elementos-traço é bastante heterogênea, mas com assinaturas características que permanecem nos diferentes horizontes e que permitem deliinear os corpos supergênicos mineralizados e inferir a composição dos corpos primários. O entendimento da dispersão e a caracterização dessas assinaturas geoquímicas revela-se de grande importância na prospecção geoquímica, na exploração de outro corpos de natureza semelhante na região.
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Caracterização da alteração hidrotermal no alvo Coelho Central, depósito aurífero Pedra Branca, sequência Serra das Pipocas, maciço de Troia, com base em estudos isotópicos (O, H, S e C) e inclusões fluidas.
(Universidade Federal do Pará, 2019-05-08) LIMA, Rafael Guimarães Corrêa; KLEIN, Evandro Luiz; http://lattes.cnpq.br/0464969547546706
O depósito aurífero Pedra Branca está hospedado em rochas metavulcânicas riacianas do Greenstone Belt Serra das Pipocas, Maciço de Troia, um dos principais embasamentos arqueano/paleoproterozoico da Província Borborema. O depósito é formado por quatro alvos principais, Mirador, Queimadas, Igrejinha e Coelho Central e foi, recentemente, incluído na classe dos depósitos de ouro orogênico hipozonais com base no contexto geológico, tipos de alterações hidrotermais e dados isotópicos obtidos para os alvos Mirador e Queimadas. No alvo Coelho Central, as principais rochas hospedeiras do ouro são ilmenita- e granada anfibolitos formados a partir de protólitos máficos. Ocorrências subordinadas de ouro foram reconhecidas também em lentes de metadacitos e metatonalitos hidrotermalizados encaixados nos anfibolitos. Zonas hidrotermalizadas com mineralização aurífera associada mostram associações minerais formadas em condições equivalentes à fácies anfibolito. Foram reconhecidas (i) Venulações cálcio-silicáticas (diopsídio, titanita, calcita, epidoto e sulfetos), (ii) Venulações com hornblenda, albita, biotita e granada, com pirrotita e ouro associado, (iii) Alteração potássica rica em biotita, com pirrotita, ouro e teluretos e (iv) Veios de quartzo com ouro livre. Registros hidrotermais pós-mineralização são evidenciados por (v) Bolsões com epidoto, titanita e calcita, (vi) Cloritização e (vii) Carbonatação fissural rica em pirita, os quais marcam um estágio de deformação dúctil-rúptil, provavelmente já em condições de fácies xisto verde. O ouro ocorre principalmente como micropartículas inclusas em pirrotita, calcopirita, pentlandita e Copentlandita indicando sua associação com fases de enxofre, e subordinadamente com micropartículas livres em veios de quartzo. A associação metálica das zonas sulfetadas inclui ainda abundantes teluretos de Ag, Bi, Ni e Pb. A geotermometria por isótopos de O e H em silicatos hidrotermais estima um intervalo de temperatura entre 484 e 586 ºC para formação das alterações com ouro associado. A composição isotópica dos fluidos em equilíbrio com silicatos hidrotermais (quartzo, hornblenda, biotita, turmalina e titanita) mostra valores de δ18O (+6,8 a +10,7‰), δD (-58,4 a -35,5‰), tal como os valores de δ34S em sulfetos (-3,1 e +2,7‰) e de δ13C para calcita (-11,1 a -5,8‰), indicativos de fluidos oriundos de fonte magmáticohidrotermal profunda, com possível interação e mistura com fluidos da sequência Greenstone encaixante. Assembleias de inclusões fluidas reconhecidas em veios de quartzo revelam o predomínio de inclusões carbônicas, com densidade de até 1,15 g/cm3 e até 15 mol % de CH4, coexistentes com inclusões de nitrogênio, e também com variedades aquocarbônicas e aquosas de baixa salinidade (<9,7 % equiv. NaCl). Os critérios petrográficos e microtermométricos sugerem processo de imiscibilidade de um fluido CO2-H2O-NaCl-N2-CH4 como o responsável pela formação das inclusões observadas. Considerando este como o fluido mineralizador, desestabilização de complexos como Au(HS)-2 e precipitação de ouro e metais associados ocorreram por imiscibilidade e interação fluido-rocha, além de variações nas condições redox e pH do fluido entre 2,2 e 5,5 kbar (6,3 a 16,0 km). Tardiamente, um fluido com H2O-NaCl-CaCl2 circulou na área do alvo e contribuiu para a cristalização de calcita, com pirita e esfalerita associadas, em fraturas e falhas. As características acima apresentadas permitem ratificar o alvo Coelho Central e depósito associado como hospedeiros de uma mineralização aurífera hipozonal formada em condições de fácies anfibolito, a partir de fluidos magmáticos profundos ricos em CO2 que interagiram com a sequência metamórfica do Greenstone Belt Serra das Pipocas e precipitaram ouro e metais associados.
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Entre o ouro e a biodiversidade: garimpos e unidades de conservação na região de Itaituba, Pará, Brasil
(Universidade Federal do Pará, 2014) BAIA JÚNIOR, Pedro Chaves; THEIJE, Marjo de; http://lattes.cnpq.br/3764097351224416; MATHIS, Armin; http://lattes.cnpq.br/8365078023155571
Analisa as políticas e práticas de garimpagem de ouro e unidades de conservação (UC) realizadas na região de Itaituba, Pará, a fim de compreender os impactos da política brasileira de conservação da natureza sobre as práticas da pequena mineração desenvolvida no contexto amazônico. Foram utilizados os métodos histórico e comparativo. A coleta de dados foi realizada a partir de pesquisas bibliográfica e documental; entrevistas semiestruturadas com atores sociais envolvidos com a questão; e, coleta de dados em sítios eletrônicos dos órgãos públicos relacionados. Os resultados evidenciam que a criação pelo governo federal de um conjunto de UC na região de Itaituba em 2006 foi uma resposta à opinião pública internacional diante das altas taxas de desmatamento verificadas na Amazônia no início do século XXI, mas que resultou em conflitos diretos com instituições e atores sociais locais ligados a atividade garimpeira, os quais consideraram essa ação autoritária e impeditiva ao desenvolvimento econômico regional. Apesar das UC terem ficado sobrepostas a mais de 80% das áreas de interesse e/ou de exploração de ouro na região de Itaituba, essa política de conservação não impediu a continuidade da garimpagem de ouro na região. Porém, verificou-se que tal polícia colocou em cena uma série de elementos que aumentaram as dificuldades para o garimpeiro regulamentar sua atividade e estão forçando este a permanecer ou se direcionar para a ilegalidade. As distâncias físicas entre os garimpos e os órgãos ambientais, a demora na emissão das licenças ambientais e consequentemente das Permissões de Lavra Garimpeira, as dificuldades em atender as exigências legais (em especial as ambientais) e as indefinições sobre a garimpagem no interior das UC, especialmente das Florestas Nacionais, são os principais obstáculos identificados para o ordenamento da atividade garimpeira na região de Itaituba. Ademais, verificou-se que as UC não saíram do papel, uma vez que lhes faltam funcionários, infraestrutura e recursos financeiros para o cumprimento mínimo de ações de fiscalização, educação e regulamentação, por exemplo, da atividade garimpeira que ocorre em seu interior. Com isso, embora o governo federal tenha criado as UC como alternativa a um processo de desenvolvimento sustentável para a região, na prática esses espaços protegidos estão apenas criando barreiras legais para a continuidade de uma importante atividade produtiva regional, sem proporcionar alternativas de subsistência aos usuários deste recurso.
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Estudo do comportamento do ouro nas formações supergênicas da área Cachoeira, nordeste do Pará
(Universidade Federal do Pará, 1993-07-20) TARBACH, Milton; KOTSCHOUBEY, Basile; http://lattes.cnpq.br/0096549701457340
Na área de Cachoeira, região do Gurupi, nordeste do Pará, ocorre uma sequência vulcano-sedimentar composta predominantemente de dácitos e riodácitos fortemente milonitizados, cortada por feixes de veios e vênulas de quartzo de direção NS a NNE-SSW. Nesta sequência, o ouro está presente sob forma de finas partículas “livres” disseminadas tanto nos veios como nas rochas encaixantes fortemente carbonatadas, bem como associado a uma paragênese sulfetada constituída por pirita, arsenopirita, calcopirita e esfalerita. Ao longo do tempo geológico desenvolveram-se várias superfícies marcadas por uma laterita fosfática antiga, uma laterita ferruginosa imatura e um nível de arenito ferruginoso, respectivamente. Ademais, formaram-se precocemente neste quadro supergênico gossans de extensão restrita. Neste trabalho foram estudados apenas a cobertura laterítica mais recentes e os corpo gossânicos. A laterita comporta um espesso horizonte saprolítico, uma zona mosqueada e uma crosta de 3 metros de espessura composta de hematita, goethita, caolinita e quartzo geralmente subordinado. Neste manto de alteração, tanto o ouro como a prata, embora “invisíveis”, apresentam um enriquecimento na parte superior do perfil e em particular na crosta. Os elementos traços Zn, Mn, Ni, Co, Cr, Cu e As, por sua vez, mostram teores mais elevados na zona mosqueada ou no topo do saprólito. Os corpos gossânicos, que marcam as zonas mais enriquecidas em sulfetos, são compostos essencialmente de goethita com quartzo microcristalino, caolinita e sericita subordinados. Além de fragmentos de veios. Ouro, prata e arsênio mostram uma tendência ao se enriquecerem em profundidade. Nas zonas com teores mais elevados em ouro este apresenta-se normalmente em finas partículas visíveis ou até diminutas pepitas. Por outro lado, os teores de Mn, Co, Zn e Pb sofrem poucas variações nos perfis estudados, enquanto que Ni e Cr exibem um enriquecimento no topo desses últimos. Supõe-se que durante a formação da cobertura laterítica, ouro e prata sofreram uma molibização incipiente, provavelmente na forma de cloretos e/ou de complexos orgânicos enquanto que em meio gossânico estes elementos migraram preferencialmente sob forma de tiossulfatos. Em ambos os casos o ouro e a prata teriam sido fixados pelo hidróxido de ferro por adsorção e/ou coprecipitação. Referente aos demais elementos traços, acredita-se que a sua mobilização ocorreu sobretudo na forma de sulfatos e conforme as condições físico-químicas do meio. A sua redistribuição e fixação nos produtos de alteração foi provavelmente controlada pela sua retenção pelo hidróxido de ferro mal cristalizado.
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Estudos de inclusões fluidas e de isótopos estáveis no depósito Moreira Gomes do campo mineralizado do Cuiú-Cuiú, Província Aurífera do Tapajós, Estado do Pará
(Universidade Federal do Pará, 2013-08-29) ASSUNÇÃO, Rose de Fátima Santos; KLEIN, Evandro Luiz; http://lattes.cnpq.br/0464969547546706
Moreira Gomes é um dos depósitos do campo mineralizado do Cuiú-Cuiú, província Aurífera do Tapajós, com recursos de 21,7 t de ouro. A zona mineralizada, com 1200 metros de comprimento, 30-50 metros de largura e, pelo menos, 400 metros de profundidade é controlada por uma estrutura subvertical de orientação E-W, associada a um sistema de falhas transcorrentes sinistrais. As rochas hospedeiras nesse depósito são predominantemente tonalitos de 1997 ± 2 Ma (Suite Intrusiva Creporizão). O estilo da alteração hidrotermal relacionado à mineralização é predominantemente fissural e localmente pervasivo. Os tipos de alteração hidrotermal são sericitização, carbonatação, cloritização, sulfetação, silicificação e epidotização, além da formação de veios de quartzo de espessuras variadas. Pirita é principal sulfeto e contém inclusões de galena, esfalerita, calcopirita e, em menor quantidade, de hessita e bismutinita. O ouro ocorre mais comumente como inclusão em cristais de pirita e, secundariamente, na forma livre em veios de quartzo. Ag, Pb e Bi foram detectados por análise semi-quantitativa como componentes das partículas de ouro. Estudo de inclusões fluidas identificou fluidos compostos por CO2 (Tipo 1), H2O-CO2-sal (Tipo 2) e H2O-sal (Tipo 3). O volátil CO2 é predominante na fase carbônica. O fluido do Tipo 2 apresenta densidade baixa a moderada, salinidade entre 1,6 e 11,8 % em peso equivalente de NaCl e foi aprisionado principalmente entre 280° e 350°C. No fluido do Tipo 3 o sistema químico pode conter a Cl2 e, talvez, MgCl2, e a salinidade varia de zero a 10,1% em peso equivalente de NaCl. Apenas localmente a salinidade atingiu 25% em peso equivalente de NaCl. Esse fluido foi aprisionado principalmente entre 120° e 220°C e foi interpretado como resultado de mistura de fluido aquoso mais quente e levemente mais salino, com fluido mais frio e diluído. Globalmente, o estudo das inclusões fluidas indica estado heterogêneo durante o aprisionamento e ocorrência de separação de fases, mistura, flutuação de pressão e reequilíbrio das inclusões durante aprisionamento. A composição isotópica do fluido em equilíbrio com minerais hidrotermais (quartzo, clorita e calcita e pirita) e de inclusões fluidas apresenta valores de δ 18 O e δD entre +0,5 e +9,8 ‰, e -49 a -8 ‰, respectivamente. Os valores de 34 S de pirita (-0,29 ‰ a 3,95 ‰) são provavelmente indicativos da presença de enxofre magmático. Pares minerais forneceram temperaturas de equilíbrio isotópico em geral concordante com as temperaturas de homogeneização de inclusões fluidas e compatíveis com as relações texturais. Os resultados isotópicos, combinados com os dados mineralógicos e de inclusões fluidas são interpretados como produto da evolução de um sistema magmático hidrotermal em três estágios. (1) Exsolução de fluido magmático aquoso e portador de CO2 entre 400°C e 320-350°C, seguido de separação de fases e precipitação principal da assembleia clorita-sericita-pirita-quartzo-ouro sob pressões menores que 2,1 kb e a 6-7 km de profundidade. (2) Resfriamento e continuação da exsolução do CO2 do fluido magmático geraram fluido aquoso, mais pobre a desprovido de CO2 e levemente mais salino, com aprisionamento dominantemente a 250°-280°C. A assembleia hidrotermal principal ainda precipitou, mas epidoto foi a principal fase nesse estágio. (3) Mistura do fluido aquoso do estágio 2, mais quente e mais salino, com um fluido aquoso mais frio e menos salino, de origem meteórica. Carbonatação está associada com esse estágio. A assembleia hidrotermal e os valores isotópicos indicam que fluido foi neutro a levemente alcalino e relativamente reduzido, que H2S (ou HS-) pode ter sido a espécie de enxofre predominante, e que Au(HS) -2 deve ter sido o complexo transportador de ouro. A deposição do ouro em Moreira Gomes ocorreu em resposta a diversos mecanismos, envolvendo a separação de fases, mistura e reações fluido-rocha. O depósito Moreira Gomes é interpretado como o produto de um sistema magmático-hidrotermal, mas não possui feições clássicas de depósitos relacionados a intrusões graníticas, tanto oxidadas como reduzidas. A idade de deposição do minério (1,86 Ga) sugere que o sistema magmático-hidrotermal pode estar relacionado com a fase final do extenso magmatismo cálcio-alcalino da Suíte Intrusiva Parauari, embora o magmatismo transicional a alcalino da Suíte Intrusiva Maloquinha não possa ser descartado.
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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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Estudos isotópicos e de inclusões fluidas no depósito central do campo mineralizado do Cuiú-Cuiú, província aurífera do Tapajós, estado do Pará
(Universidade Federal do Pará, 2014-01-09) ARAÚJO, Ana Claudia Sodré; KLEIN, Evandro Luiz; http://lattes.cnpq.br/0464969547546706
Central é um depósito aurífero do campo mineralizado do Cuiú-Cuiú, Província Aurífera do Tapajós, Cráton Amazônico. A zona mineralizada está hospedada em falha e compreende 800m de comprimento na direção NW-SE, seguindo o trend regional da província Tapajós, com largura entre 50 e 70m e profundidade vertical de pelo menos 450m. A mineralização está hospedada em monzogranito datado em 1984±3 Ma e atribuído à Suíte Intrusiva Parauari. Os recursos auríferos preliminarmente definidos são de 18,6t de ouro. A alteração hidrotermal é predominantemente fissural. Sericitização, cloritização, silicificação, carbonatação e sulfetação foram os tipos de alteração identificados. Pirita é o sulfeto principal e os demais sulfetos (calcopirita, esfalerita e galena) estão em fraturas ou nas bordas da pirita. O ouro preenche fraturas da pirita e análises semi-quantitativas detectaram Ag associada ao ouro. Foram identificados três tipos de inclusões fluidas hospedados em veios e vênulas de quartzo. O tipo 1 é o menos abundante e consiste em inclusões fluidas compostas por uma (CO2vapor) ou duas fases (CO2liq-CO2vapor), o tipo 2 tem abundância intermediária e é formado por inclusões fluidas compostas por duas (H2Oliq-CO2liq) ou três fases (H2Oliq-CO2liq-CO2vapor) e o tipo 3 é o mais abundante e consiste em inclusões fluidas compostas por duas fases (H2Oliq- H2Ovapor). O CO2 representa o volátil nas inclusões com CO2 e essas (tipo 1 e 2) foram geradas pelo processo de separação de fases oriundo de um fluido aquo-carbônico. A densidade global (0,33 - 0,80 g/cm³) e a salinidade (11,15 - 2,42 % em peso equivalente de NaCl) desse fluido são baixas a moderadas e a temperatura de homogeneização mostra um máximo em 340ºC. Quanto ao tipo 3, o NaCl é o principal sal, a densidade global está no intervalo de 0,65 a 1,11 g/cm³, a salinidade compreendida entre 1,16 e 13,3 % em peso equivalente de NaCl e a temperatura de homogeneização é bimodal, com picos em 120-140ºC e 180ºC. A composição isotópica das inclusões fluidas presentes no quartzo e do quartzo, calcita e clorita mostram valores de δ18O e δD de +7,8 a +13,6 ‰ e -15 a -35 ‰, respectivamente. Os valores de δ34S na pirita são de +0,5 a +4,0 ‰ e δ13C na calcita e CO2 de inclusões fluidas de -18 a -3,7 ‰. Os valores de δ18OH2O e de δDH2O no quartzo e inclusões fluidas, respectivamente, plotam no campo das águas metamórficas, com um desvio em direção à linha da água meteórica. Considerando a inexistência de evento metamórfico na região do Tapajós à época da mineralização, o sistema hidrotermal responsável pela mineralização no Central, inicialmente, deu-se a partir de fluidos aquo-carbônicos magmático-hidrotermais, exsolvidos por magma félsico relacionado com a fase mais tardia de evolução da Suíte Intrusiva Parauari. As inclusões aquo-carbônicas e carbônicas formaram-se nessa etapa, predominantemente em torno de 340°C. A contínua exsolução de fluido pelo magma levou ao empobrecimento em CO2 nas fases mais tardias e, com o resfriamento do fluido, as inclusões aquosas passaram a predominar. A partir daí o sistema pode ter interagido com água meteórica, responsável pelo aprisionamento da maior parte das inclusões aquosas de mais baixa temperatura. É possível que parte das inclusões aquosas (as de maior temperatura) represente a mistura local dos fluidos de origens distintas. Essas observações e interpretações permitem classificar Central como um depósito de ouro magmático-hidrotermal relacionado à fase final da formação da Suíte Intrusiva Parauari.
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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.
Acesso aberto (Open Access)
A extração do ouro na Amazônia e suas implicações para o meio ambiente
(1998) CAHETÉ, Frederico Luiz Silva
Para uma melhor compreensão do cenário deste setor produtivo caberia expor um resumo dos fatores que, de uma ou de outra forma, condicionam as suas atividades. Esta compreensão é, ao mesmo tempo, a da lógica das ações dos agentes diversos envolvidos na mineração. Um destes fatores seria de ordem ambiental, ou, especificamente, geoclimático. Nesta dimensão as florestas apresentam-se como um dos grandes limitantes ao acesso às jazidas. Outro fenômeno interferente é o regime das chuvas pois impõe um período de suspensão das atividades. Influenciada por este regime mas que, por sua vez, também impõe limites às atividades encontra-se a configuração da rede hidrográfica. Além da referida importância da distribuição dos cursos d’água, o seu volume também determina uma maior ou menor intimidade com os “veios” de ouro. Outros fatores condicionantes seriam de ordem econômico-financeira. No final da década de 70 e na década de 80 assistiu-se na Amazônia a uma nova corrida do ouro. Embora possa ser considerado um fenômeno multi-condicionado, seja por fatores regionais, nacionais e internacionais, ou, se preferir, conjunturais, há um fator considerado preponderante por diversos autores: a alta do preço do ouro no referido período no mercado internacional (Macmillan, 1993; Cleary, 1990).
Acesso aberto (Open Access)
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
Acesso aberto (Open Access)
Geocronologia e geoquímica isotópica dos depósitos de Cu-Au Igarapé Bahia e Gameleira, Província Mineral de Carajás (PA), Brasil
(Universidade Federal do Pará, 2002-05-10) GALARZA TORO, Marco Antonio; MACAMBIRA, Moacir José Buenano; http://lattes.cnpq.br/8489178778254136
Nos últimos anos, a descoberta de grandes depósitos de Cu e Au na Província Mineral de Carajás (SE do Cráton Amazônico) tem demonstrado a vocação dessa região para tais depósitos, que são em geral, associados com seqüências vulcanos sedimentares e, alguns casos, com intrusões graníticas. Dois depósitos - Igarapé Bahia e Garmeleira - foram escolhidos para um estudo geocronológico e de geoquímica isotópica visando a determinação da sua idade, origem e relação com as encaixantes, como da formação e evolução da crosta continental da região. O depósito Igarapé Bahia, hospedado no grupo homônimo, é composto por rochas metavulcânicas máficas (RMV), metapiroclásticas (RMP) e metassedimentares (RMS), incluindo formações ferríferas bandadas e uma zona de brechas alterada hidrotermalmente (ZBH), todas cortadas por rochas intrusivas máficas (RIM). O minério de Cu-Au ocorre, na forma disseminada a maciça, principalmente na ZBH, a qual marca o contato entre as RMV e RMS / RMP. Apesar das sinais de alteração, os estudos petrográficos e geoquímicos das RMV (metandesitos basálticos), RMP ( metatufos de lapili e laminados) e RIM (metagabros) permitiram classificar essas rochas como toleiíticas. A similaridade geoquímica dos elementos maiores e traço como dos ETR, favorece a correlação entre os magmatismos máficos dos grupos Igarapé Bahia e Grão Pará. Cloritização (dominante), carbonatação, sulfetação e ferrificação são os principais tipos de alteração hidrotermal. A constituição mais característica do minério é calcopirita, pirita, bornita e covelita. Clorita, siderita e magnetita são abundantes na ganga, enquanto que turmalina, calcita, molibdenita, fluorita e biotita são subordinados. Dados geocronológicos Pb-Pb em zircão forneceram idades de cristalização de 2745±1 Ma (RMV) e de 2747±1 Ma (RMP). Idades similares Pb-Pb em rocha total de 2776± 12 Ma ( RMV), 2758 ±36 Ma (RMP) e 2765± 36 Ma (RIM) e Sm-Nd ( rocha total) de 2758± 75 Ma (RMV) foram obtidas para essas rochas. A idade de mineralização primária (2764±22 Ma; Pb-Pb em calcopirita e ouro) a torna contemporânea com a formação do Grupo Igarapé Bahia (2,75 Ga). Idades similares são apresentadas para a calcopirita da ZBH (2772±46 Ma), RMV (2756±24 Ma), RMP (2754±36 Ma), RIM (2777±22 Ma) e ouro na RMV (2778 Ma). Estes dados geocronológicos dão suporte a uma origem singenética a tardi-singenética para a mineralização do depósito Igarapé Bahia. As idades de 2385±22 Ma e 2417±120 Ma (Pb-Pb por lixiviação), registrada na calcopirita da ZBH, sugerem remobilizações possivelmente relacionadas a reativações regionais associadas ao Sistema Transcorrente Carajás-Cinzento. Os estudos de isótopos estáveis indicaram valores de δ34S (+ 0,1 a 4,2%) relacionados a fluidos de sistemas magmáticos, enquanto que os valores de δ13CPDB (- 7,28 a 15,78%) sugerem o envolvimento de fluidos homogêneos ricos em CO2 de provável origem mantélica ou talvez de fonte carbonática, embora não se tenha evidencias da existência desse tipo de rocha na região de Carajás. Quanto aos valores de δ18OPDB (-15,51 a -20,96%), esses sugerem componentes provavelmente de origem meteórica. O depósito Grameleira, hospedado nas rochas do Grupo Igarapé Pojuca, é composto por rochas metavulcânicas máficas (RMV), anfibolitos, biotita xistos, formações ferríferas e/ ou hidrotermalitos. Rochas intrusivas máficas (RIM) neoarqueanas, apófises quartzo- feldspáticas e granitóides paleoproterozóicos cortam esses tipos litológicos. Os estudos petrográficos e geoquímicos permitiram classificar as RMV em metandesitos basálticos, as RIM em quartzo dioritos e a rocha xistosa em plagioclásio- quartzo- biotita xistos, em que pese as evidencias de alteração. As duas primeiras apresentam similaridades com rochas toleiíticas. Biotitização, cloritização, sulfetação, turmalinização e silicificação são os principais tipos de alteração hidrotermal. Os veios e vênulas mineralizados estão constituídos principalmente de calcopirita, bornita, quartzo, turmalina e fluorita, assim como de pirita, pirrotita, molibdenita,biotita, clorita e rara cubanita. As RMV parecem tratar-se de rochas contemporâneas às dos grupos Grão Pará, Igarapé Bahia e Igarapé Salobo, adotando-se aqui, a idade do Grupo Grão Pará como a idade de formação dessas rochas. A idade de 2705±2 Ma (Pb-Pb em zircão),por sua vez, indica a idade de cristalização das RIM similar, à dos sills gabróicos ( 2,70-2,65 Ga) que ocorrem no vizinho depósito Àguas Claras. Idades Pb-Pb em zircão 2615±10 Ma e 2683± 7 Ma de saprolito do domínio do Grupo Igarapé Pojuca (>2,73 Ga) devem representar rochas contemporâneas àqueles sils. A idade Pb-Pb em rocha total de 2246±30 Ma (RMV) e a idade de 2422±12 Ma da mineralização hospedada em veios que cortam a RMV,bem como as idades de 2218±14 Ma e 2190±42 Ma ( Pb-Pb lixiviação de calcopirita), indicam provavelmente que as intrusões graníticas paleoproterozóicas ( 1,53 - 1,87 Ga) afetaram as sequências vulcanossedimentares e provocaram a remobilização/ reconcentração da mineralização no deósito Gameleira e/ ou que as mesmas foram rejuvenescidas por eventos tectônicos regionais associados ao Sistema Transcorrente Carajás- Cinzento. As seqüências vulcanossedimentares desenvolveram-se sobre um embasamento formado por rochas contemporâneas ás dos complexos Pium e Xingu, e Tonalito Arco Verde, prováveis fontes dos cristais de zircão herdados ( 3,03-2,86 Ga) encontrados nas RMV e RMP do depósito Igarapé Bahia. Por conseguinte, os dados geocronológicos de 3,03-2,85 Ga e 2,76 - 2,74 Ga confirmam e evidenciam, respectivamente, períodos bem definidos de formação de crosta e extenso vulcanismo na porção norte Da Província Mineral de Carajás. Idades- modelo TDM (3,17 a 2,99 Ga) obtidas para as rochas dos depósitos Igarapé Bahia e Gameleira são similares àquelas reportadas para as rochas do embasamento e granitóides da PMC e confirmam o período de formação da crosta. Os valores de δND (t) dessas rochas, entre - 0,36 e - 2,12, indicam participação de crosta continental mais antiga no magma original gerado em ambiente de rifte continental, como proposto para as seqüências vulcanossedimentares do Supergrupo Itacaiúnas, região de Carajás confirmam essa hipótese. Enfim, os depósitos estudados parecem ter uma formação primária similar, mas sofreram processos evolutivos distintos no Neoarqueano e Paleoproterozóico o que, certamente, afetou suas mineralizações.
Acesso aberto (Open Access)
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.
Acesso aberto (Open Access)
Geologia e Metalogênese do Depósito Au-Ag (Pb-Zn) do Coringa, Sudeste Província Mineral Tapajós, Pará.
(Universidade Federal do Pará, 2020-09-16) GUIMARÃES, Stella Bijos; KLEIN, Evandro Luiz; http://lattes.cnpq.br/0464969547546706; https://orcid.org/0000-0003-4598-9249
A Província Mineral Tapajós (PMT) está localizada na parte centro-sul do Cráton Amazônico e é considerada uma das principais províncias metalogenéticas do Brasil. Uma parte significativa da província compreende rochas vulcânicas e vulcanoclásticas félsicas e granitos, formados predominantemente em dois intervalos, 2,02 a 1,95 Ga e 1,91 a 1,87 Ga, pertencentes a várias unidades estratigráficas e litodêmicas. A partir de dados obtidos em trabalho de campo, petrografia e geofísica aérea de alta resolução nos permitiram produzir um novo mapa na escala de 1: 100.000 para a porção sudeste da PMT, onde localiza-se o depósito de ouro e prata (Cu-Pb-Zn) Coringa. Identificamos duas novas unidades geológicas: (1) as rochas vulcânicas e piroclásticas da Formação Vila Riozinho, anteriormente atribuídas ao Grupo Iriri, incluindo uma fácies aqui definida dessa formação, que compreende um grupo de rochas com o maior conteúdo magnético da região (Formação Vila Riozinho -fácies piroclástica magnética), e (2) o Feldspato Alcalino Granito Serra (FAGS), que é intrusivo na Formação Vila Riozinho (FVR). Essas unidades representam as rochas hospedeiras do depósito Coringa. As rochas da FVR representam um arco magmático cálcio-alcalino de alto K a shoshoníticas. Existem semelhanças nos padrões de LILE e HFSE e nos diagramas multielementares com as rochas graníticas da Suíte Intrusiva Creporizão (SIC). A contemporaneidade entre essas unidades reforça uma possível correlação petrogenética e converge para a hipótese de fontes semelhantes, de provável refusão de rochas de arco. Os dados isotópicos revelaram comportamento semelhante entre VRF, FAGS e a Suíte Intrusiva Maloquinha e apresentam valores negativos de εNd; no entanto, indica rochas derivadas de fontes enriquecidas (rochas da crosta antiga). Portanto, essas unidades tiveram a mesma fonte durante o ajuste tectônico e a evolução crustal da PMT. Desta forma, representa um estágio pós-colisão transcorrente que se seguiu à colisão do Arco Magmático de Cuiú-Cuiú relacionado ao evento vulcano-plutônico Orosiano (2033-2005 Ma). Com base nas informações geocronológicas disponíveis, essas unidades podem ser associadas a um evento vulcano-plutônico que ocorreu no período Orosiriano, a cerca de 1,98 Ga. O depósito de Au- Ag (Cu-Pb-Zn) Coringa ocorre essencialmente em veios que seguem a estruturação regional (NNW-SSE). Hospeda-se nas rochas vulcânicas e piroclásticas das fácies piroclástica magnética da Formação Vila Riozinho (ignimbritos, tufos e brechas) e o Feldspato Alcalino Granito Serra, com predominância das rochas supracrustais. Os processos hidrotermais afetaram todos os litotipos associados à mineralização, produzindo alteração distal (carbonato-clorita-epidoto), alteração intermediária-proximal (sericita-pirita) e alteração proximal (clorita-hematita). Os veios mineralizados são geralmente compostos por quartzo + pirita + calcopirita + galena + esfalerita + electrum + clorita + sericita. Os grãos de ouro ocorrem como inclusões ou preenchendo fraturas na pirita. Os fluidos apresentam baixa salinidade, rico em H2O e pobre em CO2, com evidência de mistura (magmática-meteórica), e a presença de adulária e Mn-calcita são características diagnósticas desse depósito. Todas as características convergem para confirmar um depósito epitermal de intermediária sulfetação como modelo genético para o depósito Coringa.
Acesso aberto (Open Access)
Geologia e metalogênese do depósito aurífero do Palito, Província Tapajós, Itaituba - Pa
(Universidade Federal do Pará, 2008-07-17) COSTA, Rodrigo de Melo; SANTOS, Márcio Dias; http://lattes.cnpq.br/6977793618030488
O depósito aurífero do Palito está localizado na região do rio Jamanxim, município de Itaituba, e faz parte da Província Aurífera do Tapajós, SW do Estado do Pará. O depósito compreende um sistema de filões subverticais de quartzo auríferos hospedados nos granitos paleoproterozóicos Palito e Rio Novo e controlados estruturalmente por uma zona de cisalhamento de direção NW-SE. O Granito Palito é intrusivo no Granito Rio Novo e o principal hospedeiro da mineralização. Esses granitos são dois stocks oxidados cálcio-alcalinos, correlacionáveis às suítes Creporizão (Rio Novo) e Tropas (Palito), caracterizadas como granitos de arco magmático. A zona de cisalhamento é do tipo rúptil-dúctil transcorrente sinistral de alto ângulo e faz parte de uma estrutura regional denominada lineamento Tocantinzinho. Os filões maiores, de espessura métrica, são hospedados pela zona de cisalhamento principal de direção NW-SE, enquanto que os filões menores, de espessura centimétrica, são inclinados, tanto de baixo ângulo (em torno de E-W), como de médio a alto ângulo (direção NE-SW), em relação à direção principal do cisalhamento. Tal situação estrutural é compatível com o sistema de Riedel, com filões paralelos à direção principal de cisalhamento (D), filões de baixo ângulo (R e P), de médio ângulo (gash) e de alto ângulo (R’, X). Conjunto de filões do tipo stockwork também ocorre localmente. Os veios mineralizados estão sempre envolvidos por um halo de alteração hidrotermal bem desenvolvido, proporcional à dimensão dos veios e comumente brechado. Alteração fílica (quartzo + fengita +pirita) e cloritização (chamosita) são os tipos dominantes, acompanhados por alteração potássica (Kfeldspato + biotita), carbonatização (calcita + siderita) e sulfetação (pirita + calcopirita + esfalerita) de ocorrência mais restrita. O minério aurífero, hospedado nos veios de quartzo, ocorre sempre associado com sulfetos de ferro e cobre (principalmente pirita e calcopirita), além de esfalerita. Pirrotita, bismutinita, bismuto nativo e ouro ocorrem mais restritamente. Três gerações de pirita, duas gerações de calcopirita e uma geração de esfalerita foram reconhecidas . A pirita1 é substituída pela calcopirita1 a qual é substituída pela pirita2, enquanto que a cristalização de esfalerita é controlada pela temperatura e pela razão Cu/Zn do sistema, ou seja, a esfalerita substitui a calcopirita1 em condições de baixa temperatura e baixa razão Cu/Zn e, em condições de maior temperatura e razão Cu/Zn mais alta, a calcopirita1 substitui a esfalerita. O ouro está sempre associado a, ou incluso em, calcopirita, bismutinita e bismuto nativo. Gerações venulares tardias de sulfetos são representadas pela pirita3 e calcopirita2. Os principais minerais da ganga, associados com o minério, são quartzo, clorita e fengita, além de quantidades subordinadas de carbonato, fluorita, rutilo, zircão e ilmenita. O estudo das inclusões fluidas revelou três tipos de fluidos: 1) H2O-NaCl de baixa salinidade (até 2,0 %peso eq.NaCl) interpretado como água meteórica; 2) H2O-NaCl-FeCl2 de alta salinidade (45 a 50 %peso eq.NaCl) interpretado como salmoura magmática; e 3) fluido aquocarbônico (H2OCO2-NaCl) de baixa salinidade (1,0 a 1,7 %peso eq.NaCl) provavelmente de origem magmática. As condições de temperatura e pressão de formação do depósito do Palito foram estabelecidas pelo geotermômetro da clorita e isócoras calculadas a partir dos dados microtermométricos. As condições T-P calculadas para o aprisionamento das salmouras situam-se entre 335º e 405oC e 2 e 4,7Kb. As salmouras magmáticas foram interpretadas como o principal fluido genuinamente mineralizante, ou seja, o enxofre, o cloro e os metais (principalmente Au e Cu) são de origem magmática, concentrados na fase residual do magma granítico que gerou o granito Palito. As salmouras magmáticas transportaram os metais em alta temperatura (acima de 400oC) na forma de complexos clorados. A mistura do fluido mineralizante com fluidos de baixas temperatura e salinidade, provavelmente água meteórica, e a interação fluido-rocha provocaram aumento do pH e abaixamento da fugacidade de enxofre , via reações de hidrólise e sulfetação, respectivamente, as quais causaram a deposição do minério abaixo de 400oC em sítios de transtensão da zona de cisalhamento. As características geológicas, da alteração hidrotermal e do fluido mineralizante do depósito Palito são compatíveis com um modelo genético relacionado a intrusão e estruturalmente controlado. O estilo filoneano, as rochas graníticas hospedeiras da mineralização, a alteração hidrotermal (sericitização e cloritização com potassificação restrita), a associação metálica Au-Cu-Zn(Pb-Bi) e o fluido mineralizante (H2O-NaCl-FeCl2) são compatíveis com uma relação genética da mineralização com o granito Palito (intrusion related gold deposits). O granito forneceu os fluidos, os metais e calor para movimentar o sistema hidrotermal, enquanto que o cisalhamento forneceu as armadilhas estruturais para a deposição do minério.
Acesso aberto (Open Access)
Geologia e metalogênese do depósito aurífero São Jorge, Província Aurífera do Tapajós, Novo Progresso-PA
(Universidade Federal do Pará, 2011-01-05) BORGES, Antonio Wanderlei Gomes; SANTOS, Márcio Dias; http://lattes.cnpq.br/6977793618030488
O depósito aurífero São Jorge está inserido na porção extremo leste da Província Aurífera do Tapajós, município de Novo Progresso, SW do Estado do Pará, distante 88 km da sede deste município. O depósito São Jorge compreende um sistema de veios subverticais de quartzo auríferos hospedado no Granito São Jorge Jovem, de idade paleoproterozóica, e controlado estruturalmente por uma zona de cisalhamento de direção NW-SE. O Granito São Jorge Jovem é um stock monzogranítico cálcico-alcalino oxidado, típico de arco magmático e correlacionável à Suíte Intrusiva Tropas. A zona de cisalhamento São Jorge é do tipo rúptildúctil transcorrente sinistral de alto ângulo e faz parte de uma estrutura regional denominada lineamento Tocantinzinho. Os veios mais possantes, com espessuras métricas, se alojaram ao longo da direção principal do cisalhamento (NW-SE), enquanto que veios menores, na direção NE-SW, fazem um ângulo médio a alto com a direção principal do cisalhamento. Tal situação estrutural é compatível com o sistema de Riedel, com filões paralelos à direção principal de cisalhamento (Y/D) e veios gash em fraturas de extensão (T). Completando o sistema filoneano ocorrem conjuntos localizados de vênulas tipo stockwork. Os veios mineralizados estão sempre envolvidos por um halo de alteração hidrotermal bem desenvolvido. A alteração inicial foi marcada por cloritização dos minerais ferromagnesianos do granito (biotita e hornblenda) que produziu clorita+cabonato +magnetita, seguido por metassomatismo sódico (albitização) do feldspato potássico e saussuritização do plagioclásio, produzindo sericita+carbonato+epidoto. A intensificação deste processo resultou em alteração fílica (quartzo+fengita+pirita) acompanhado por cloritização e sulfetação (pirita+calcopirita + esfalerita) de ocorrência mais restrita. O minério aurífero, hospedado nos veios de quartzo, ocorre sempre nas zonas fortemente hidrotermalizadas, associado com sulfetos de ferro (principalmente pirita) e, mais raramente, calcopirita e esfalerita. Galena, bismutinita, bismuto nativo e ouro ocorrem mais restritamente. Ouro livre ocorre também em quartzo e magnetita hidrotermais. Os principais minerais da ganga, associados com o minério, são quartzo, fengita e clorita, além de quantidades subordinadas de carbonato, rutilo e zircão. Três tipos de fluidos foram caracterizados com base no estudo das inclusões fluidas: 1) fluido aquoso de baixa a média salinidade, do sistema H2O-NaCl-KCl, interpretado como água meteórica; 2) fluido aquoso de salinidade média, do sistema H2O-NaCl-CaCl2-MgCl2, com temperatura de homogeneização entre 120 e 230°C, interpretado como de origem magmática; e 3) fluido aquocarbônico de salinidade baixa a média, com temperatura de homogeneização entre 260 e 350°C, provavelmente de origem magmática ou metamórfica. O fluido magmático aquoso salino foi interpretado como o fluido mineralizante que transportou os metais (inclusive Au), o cloro e o enxofre oxidado (SO2), concentrados na fase residual de um magma granítico, enquanto que o fluido aquocarbônico transportou maior parte do CO2 e o enxofre reduzido (H2S). As condições de temperatura e pressão de formação do depósito São Jorge foram estabelecidas pelo geotermômetro da clorita e isócoras calculadas a partir dos dados microtermométricos, com temperaturas entre 280 e 350°C e pressões entre 1,35 e 3,6 Kb. Tais condições de temperatura favorecem o transporte do ouro na forma de tiocomplexos. Processo de oxidação inicial, com aumento da fO2 e formação de magnetita, favoreceu a primeira geração de deposição de ouro. A mistura do fluido mineralizante com fluido aquocarônico e água meteórica e a interação fluido-rocha, com alteração fílica e sulfetação associadas, provocaram aumento de fO2 e redução de pH, fS2 e temperatura que favoreceram a deposição principal de ouro em sítios de transtensão da zona de cisalhamento. O estilo filoniano do depósito São Jorge, as rochas graníticas hospedeiras do minério, o controle estrutural do depósito, os tipos de alteração hidrotermal, a associação metálica Au(Cu-Zn-Pb-Bi) e o fluido mineralizante de filiação magmática, são compatíveis com uma relação genética da mineralização com magmatismo granítico (depósito aurífero relacionado à intrusão e estruturalmente controlado). Por outro lado, o controle estrutural dos corpos de minério e a ocorrência de fluido aquocarbônico com temperatura de homogeneização mais alta, captado em profundidade pela zona de cisalhamento, favorecem o modelo orogênico mesozonal. Tais características são compatíveis com um modelo genético híbrido para o depósito São Jorge, no qual o granito forneceu o fluido mineralizante, os metais e calor para movimentar o sistema hidrotermal, enquanto que o cisalhamento forneceu o fluido aquocarbônico, os canais de circulação para os fluidos e as armadilhas estruturais para a deposição do minério. Como a zona de cisalhamento afetou o granito São Jorge Jovem, a relação genética do depósito São Jorge com aquele granito, embora possível, é pouco provável. Uma possibilidade mais consistente para a fonte magmática do fluido mineralizante do depósito São Jorge seria uma granito mais jovem como, por exemplo, o granito Maloquinha, 14 a 27Ma mais jovem, que ocorre em toda a Província Tapajós e também nas proximidades da área do depósito São Jorge.
Acesso aberto (Open Access)
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.
Acesso aberto (Open Access)
Geologia e mineralizações auríferas da área do Garimpo do Manelão, região do Bacajá (Pa)
(Universidade Federal do Pará, 1995-03-14) SOUZA, Valmir da Silva; KOTSCHOUBEY, Basile; http://lattes.cnpq.br/0096549701457340
A área do Manelão está inserida no Cinturão de Cisalhamento Itacaiunas situado no centro-oeste do Estado do Pará. As unidades litoestratigráficas arqueanas-proterozóicas reconhecidas nesta área são granitos e gnaisses do Complexo Xingu, anfibolitos, micaxistos e quartzitos da seqüência vulcano-sedimentar São Manoel e o monzogranito estratóide intrusivo Felício Turvo. Diques de gabro e diabásio do Mesozóico, lateritas cenozóicas e depósitos coluviais e aluviais recentes completam o quadro litoestratigráfico. As principais estruturas identificadas na área foram originadas por uma deformação regional transcorrente sinistral de natureza ductil a ductil-ruptil que envolveu um transporte de massa rochosa de ESE para WNW. Tal tectonismo causou um metamorfismo de fáceis anfibolito baixo a médio, embora, localmente, um hidrotermalismo mais intenso provocou alteração de fácies xisto verde alto. O ouro ocorre tanto em veios alojados nos anfibolitos e xistos da seqüência vulcano-sedimentar São Manoel como na cobertura laterítica e nos depósitos aluviais/coluviais. Foram identificados dois sistemas de veios, um com direção N70E e mergulho de 80° para NW, o outro com direção N23E e mergulho igual ao anterior. Nestes corpos o ouro encontra-se essencialmente na forma livre, em partículas de baixa pureza (cerca de 870) que preenchem fraturas na ganga quartzosa ou quartzo-albitica. Acredita-se, ademais, que a pirita disseminada tanto nos veios como nas rochas encaixantes milonitizadas e fortemente alteradas contém também ouro sub-microscópico. A alteração hidrotermal resultou num zoneamento grosseiro nas rochas encaixantes. Ao contato com os veios observa-se normalmente uma alteração filica enquanto que a zona intermediária exibe propilitização. A zona externa é marcada sobretudo por uma intensa epidotização das rochas. Os minerais metálicos, pirita (duas gerações), pirrotita, calcopirita, ilmenita e rutilo encontram-se na forma de cristais ou pequenos agregados disseminados e são mais abundantes nas rochas encaixantes que nos próprios veios. O estudo de inclusões fluidas revelou que os fluidos mineralizantes foram essencialmente soluções aquosas de baixa temperatura (temperatura mínima de 160-180°C) de salinidade baixa a moderada (provavelmente H2O-KCl-CaCl2 e H2O-NaCl-CaCl2) e de baixa densidade (0,9 - 1,1 g/cm3). Raras inclusões trifásicas sugerem, no entanto, que soluções de alta temperatura e de salinidade elevada participaram igualmente no processo mineralizante. Embora o CO2 não tenha sido detectado nesta avaliação preliminar, a sua presença em quantidades subordinadas não pode ser descartada. Haja visto a predominância no sistema de sulfetos e de baixas temperaturas de aprisionamento de fluidos, o ouro parece ter migrado principalmente sob a forma de thio-complexos. Na cobertura laterítica desenvolvida sobre a seqüência São Manoel o ouro ocorre em finas partículas ou pequenas pepitas de alta pureza (cerca de 985) com freqüências intercrescidas com oxi-hidróxido de ferro tanto na zona mosqueada como em fragmentos reliquiares da crosta ferruginosa. O elevado grau de pureza do ouro laterítico sugere que a mobilização do metal ocorreu sobretudo após complexação com ligantes orgânicos e thiosulfáticos. A lixiviação da prata nas partículas de ouro primário pode também ter sido responsável pela significativa diferença de pureza. Partículas de ouro e pepitas encontram-se igualmente dispersas na matriz argilosa dos depósitos coluviais. Finalmente, o ouro forma concentrações de relevante valor econômico no horizonte de cascalho inferior das acumulações aluviais.
Acesso aberto (Open Access)
Geologia e ocorrências auríferas da área do Morro do Lajeado, Porto Nacional – TO
(Universidade Federal do Pará, 1995-06-26) MEIRELES, Henrile Pinheiro; KOTSCHOUBEY, Basile; http://lattes.cnpq.br/0096549701457340
O quadro geológico da região do Morro do Lajeado inclui formações pré-cambrianas e fanerozóicas. As primeiras consistem num embasamento gnáissico de composição tonalítica e granodiorítica, uma seqlência vulcano?-sedimentar - a Formação Morro do Aquiles - constituída por quartzo-anfibolitos, xistos miloníticos, metapelitos e gonditos, e por corpos tonalíticos - Granitóide Torre - intrusivos nas unidades anteriores. Ademais, metapsamitos dobrados do Grupo Natividade ocorrem de modo restrito. Zonas de cisalhamento de caráter dúctil-rúptil, marcadas por uma foliação de direção geral NE/SW, cortam essas unidades e formam um sistema anastomosado com núcleos não ou pouco milonitizados. Sedimentos paleozóicos das Formações Serra Grande e Pimenteiras da Bacia do Parnaíba, diques e sills de diabásio do Mesozóico, lateritas cenozóicas e depósitos recentes - colúvios e aluviões - complementam o quadro litoestratigráfico da área. Veios de quartzo concordantes a subconcordantes com a foliação regional estão enseridos nas zonas de cisalhamento. São maciços, possuem espessura métrica, extensão linear observável de até 200 m, geometria lenticular de tipo boudin e direção geral N30E, com exceção do veio Torre cuja direcão é N75W. Estes veios hospedam a mineralização aurífera e agregados de pirita. O ouro ocorre na forma de partículas submilimétricas concentradas em pequenos geodos e drusas ou disseminadas em planos de fraturas, próximo às extremidades das amêndoas de quartzo. A análise de microssonda dessas partículas revelou um grau de pureza (fineness) em torno de 908. Análises químicas mostraram que as porções centrais dos veios são estéreis ou contêm apenas traços de ouro, enquanto que as suas bordas são enriquecidas, principalmente nas extremidades dos boudins e no contato com a rocha encaixante. O estudo das inclusões fluidas permitiu identificar, por um lado, soluções aquosas, contendo NaCl e MgCh e, por outro, soluções contendo CO», fato confirmado por espectroscopia 2 Raman. Obteve-se para as soluções aquosas temperaturas mínimas de aprisionamento entre 219º e 260ºC e para as carbônicas uma temperatura em torno de 350ºC. As rochas intensamente milonitizadas da Formação Morro do Aquiles exibem acentuada alteração hidrotermal, em particular sericitização e/ou epidotização do plagioclásio, cloritização da biotita e anfibólio, caolinização do feldspato potássico e geração de carbonato. Transformações semelhantes afetaram o Granitóide Torre. A evolução geológica da área do Morro do Lajeado, após a formação do embasamento gnáissico, consistiu em deposicão de sedimentos clásticos e químicos com derrames vulcânicos associados e, depois, em injeção de corpos tonalíticos. Essas rochas foram, numa primeira fase, submetidas a um metamorfismo regional de fácies xisto-verde alta. Mais tarde afetadas por um intenso cisalhamento e consequente hidrotermalismo, essas rochas sofreram metamorfismo de fácies xisto-verde. A mobilização de fluidos resultou em formação de veios de quartzo mineralizados com ouro.
Acesso aberto (Open Access)
Metalogênese do depósito aurífero Volta Grande, Domínio Bacajá (PA), Cráton Amazônico: aplicação de espectroscopia de infravermelho VNIR-SWIR.
(Universidade Federal do Pará, 2024-02-27) PARESQUI, Brenda Gomes Silva; FERNANDES, Carlos Marcello Dias; http://lattes.cnpq.br/0614680098407362; https://orcid.org/0000-0001-5799-2694
O depósito aurífero de classe mundial Volta Grande contém reservas medidas de ~6,0 Moz a 1,02 g/t, divididas nos blocos exploratórios norte e sul. Está inserido no contexto geológico do Domínio Bacajá e que foi afetado pelo Ciclo Transamazônico (2,26–1,95 Ga). Parte da mineralização é hospedada em um conjunto de gnaisses e granitoides milonitizados em fácies anfibolito de médio a alto grau metamórfico que são atribuídos ao Grupo Três Palmeiras (2,36 Ga). Pesquisas recentes no bloco norte revelaram a presença de vulcânicas e plutônicas tardias, com textura isotrópica e composições intermediária a félsica, que hospedam ouro disseminado em diversos tipos e estilos de alteração hidrotermal, bem como em vênulas e veios de quartzo e carbonato (±sulfetos). Assim, esta Dissertação de Mestrado representa a continuidade das pesquisas no bloco norte deste repositório com a aplicação da técnica de espectroscopia de infravermelho VNIR–SWIR (visible-near e short-wave infrared). Esta ferramenta ajuda a explicar com detalhe a configuração do sistema hidrotermal contribuindo para uma melhor compreensão da gênese do depósito. A mineralogia observada por espectroscopia nas rochas metamórficas confirma a ocorrência de alterações hidrotermais dos tipos potássica, propilítica, argílica intermediária, carbonática pervasiva e argílica avançada. Esta última ocorre associada a altos teores de ouro e alunita, mineral indicativo de sistemas epitermais de alta sulfidação. Por sua vez, o conjunto de rochas vulcânicas e plutônicas isotrópico apresenta alterações hidrotermais mais desenvolvidas, intensas e de maior volume. Revelam maior diversificação de minerais hidrotermais, onde a jarosita é o principal indicativo de alteração argílica avançada que também condiz com mineralizações epitermais de alta sulfidação. Além disso, o comparecimento de rodocrosita, pyroxmangita e galena, principalmente relacionada a rochas vulcânicas de composições andesítica e dacítica, indicam a ocorrência de sistema epitermal de intermediária sulfidação. As feições geológicas presentes na região e as alterações hidrotermais, em especial da alteração propilítica nas rochas com allanita, argilominerais, montmorillonita e zeólitas retratam uma típica subzona de epídoto de uma alteração propilítica de baixa temperatura que se relacionam geneticamente às intrusões de média profundidade onde figuram stocks de pórfiro hidratados. Desta forma, o depósito aurífero Volta Grande revela características compatíveis com sistemas mineralizantes dos tipos pórfiro e epitermal de metais preciosos e de base, já identificados em outras regiões do Cráton Amazônico. A ocorrência de condições de alta sulfidação a noroeste deste depósito, bem como daquelas de intermediária sulfidação a sudeste, apontam para um ambiente transicional. O método de espectroscopia VNIR-SWIR representa uma importante ferramenta que identifica e caracteriza minerais hidrotermais de forma rápida e eficiente, bem como os diferenciam daqueles intempéricos. Em geral, ela se torna um significativo guia prospectivo ao analisar com robustez minerais de difícil reconhecimento por outros métodos como microscópio óptico convencional ou microscópio eletrônico de varredura (MEV). Os resultados aqui apresentados representam uma contribuição em especial ao conhecimento geológico e metalogenético do Domínio Bacajá, bem como ao Cráton Amazônico como um todo, apontando potencialidades para identificação de depósitos economicamente viáveis de metais preciosos e de base associados à sistemas vulcânicos e plutônicos que ocorrem em uma vasta área deste domínio.
Acesso aberto (Open Access)
Mineralogia e geoquímica de gossans e lateritos auríferos na região de Carajás: depósitos de Igarapé Bahia e Águas Claras
(Universidade Federal do Pará, 1996-03-20) ANGÉLICA, Rômulo Simões; POLLMANN, Herbert Josef; COSTA, Marcondes Lima da; http://lattes.cnpq.br/1639498384851302
A mina Igarapé Bahia e o prospecto Águas Claras são exemplos de mineralizações de ouro supergênico relacionados a gossans e lateritos. Ambas as áreas estão situadas na região de Carajás, Estado do Pará, pertencem a Companhia Vale do Rio Doce e foram pesquisadas pela Docegeo. Neste trabalho foram estudados a mineralogia e a geoquímica dos perfis laterito-gossânicos dessas duas áreas, com ênfase para a distribuição do ouro e outros elementos associados. As duas áreas em questão apresentam estilos de mineralização primária semelhantes e dentro do mesmo contexto geológico regional, a saber, ouro associado a zonas de sulfetos maciços ou disseminados, ligados a processos de alteração hidrotermal em zonas de cisalhamento, cujas rochas hospedeiras são seqüências metavulcano-sedimentares do Arqueano-Proterozóico. Os produtos supergênicos são divididos em dois grupos distintos: os do sistema gossânico e os do sistema laterítico, onde foi evidenciada a superposição do último sistema sobre o primeiro. Na descrição dos perfis supergênicos, através de amostras e informações de superfície e sub-superficie, os seguintes horizontes e zonas foram caracterizados, da base para o topo: (1) no sistema gossânico: zona de sulfetos primários, zona de cementação e espessa zona de oxidação; (2) no sistema laterítico: crosta lateritica com fragmentos dos gossans, crosta laterítica desmantelada ou linhas de pedras e latossolos. O perfil laterítico se desenvolveu sobre gossans pré-existentes, com obliteração das suas feições originais e promovendo remobilização química e física do ouro e dos outros elementos. No quadro geomorfólogico atual, a área Igarapé Bahia apresenta essa estruturação completa, enquanto que na área Águas Claras, o perfil laterítico sobre os corpos mineralizados foi truncado e os gossans estão aflorantes. A composição mineralógica da porção superior dos gossans e dos lateritos é essencialmente à hematita, goethita (com teores variáveis de Al), maghemita, gibbsita, caulinita e quartzo, em diferentes proporções. Nos gossans é nítido o domínio da hematita sobre os demais minerais. Nas porções mais profundas dos gossans, em direção a zona de sulfetos primários, foram identificados: malaquita, cuprita e cobre nativo, predominantemente, e associados a hematita, além de azurita, crisocola e quartzo; na zona de sulfetos primários observou-se uma paragênese um pouco distinta, entre as duas áreas. Em Igarapé Bahia dominam: calcopirita, magnetita, clorita, siderita e quartzo, enquanto em Águas Claras foram descritos: calcopirita, pirita, arsenopirita, cobaltita, magnetita, quartzo, wolframita e turmalina. O ouro primário ocorre finamente disseminado, incluso nos sulfetos, apresentando diferentes graus de pureza. Na área Águas Claras, ocorre associado a uma grande variedade de teluretos de Bi, Ag, Pb e Bi nativo. Ainda nesta área, turmalina (dravita) e wolframita (do tipo ferberita) são importantes minerais acessórios, comportando-se como resistatos, durante o desenvolvimento dos perfis, enriquecendo-se nos gossans e nas crostas, na forma de agregados centimétricos, e servindo como importantes guias na prospecção desses corpos. A composição química dos perfis, em termos dos elementos maiores, é caracterizada por teores extremamente elevados de Fe nos gossans, que diminuem, progressivamente, em direção aos latossolos, e inversamente, Si, Al, Ti e H2O (perda ao fogo), enriquecendo-se para o topo dos perfis. Cálcio, Mg, Na e K estão completamente empobrecidos na maioria das amostras estudadas. Em relação aos elementos-traço, as associações geoquímicas são bastante variáveis, entre os perfis das duas áreas, refletindo, fundamentalmente, as variações químico-mineralógicas das zonas primárias. Nos corpos gossânicos mineralizados, as seguintes assinaturas geoquímicas foram caracterizadas: Au, Cu e Mo, na área Igarapé Bahia; e Au, Cu, As, B, W, Sn e Bi, na área Aguas Claras. Diferentes partículas de Au de diversos pontos dos perfis, associadas a sulfetos, veios de quartzo, gossans, crostas lateríticas e latossolos foram observadas ao Microscopio Eletrônico de Varredura e analisadas com o Sistema de Energia Dispersiva, com grandes variações observadas, em termos da morfologia e da composição química das mesmas. Prata, Pt, Pd, Fe e Cu foram freqüentemente encontrados nas análises, onde os teores de Ag variavam de menos de 1% até a composição do electrum. As partículas estudadas foram divididas em: (1) Partículas de ouro primárias (associadas aos sulfetos primários); e (2) Partículas de Au secundárias ou supergênicas, associadas aos gossans, crostas lateriticas e latossolos, sendo essas últimas classificadas como (2.1) residuais, aquelas, em geral, com mais de 30 gm de diâmetro médio, núcleo primário e bordas lixiviadas em Ag; e (2.2) autigênicas ou neo-formadas, de elevada pureza, e extremamente diminutas (< 5 pm), via de regra na periferia dos grãos maiores, residuais. Em todas as partículas de ouro relacionadas aos perfis laterito-gossânicos estudadas, as formas e os contatos delas com os principais minerais hospedeiros, goethita e hematita, indicam uma cristalização contemporânea do ouro com esses minerais. Os resultados obtidos levaram a interpretação do desenvolvimento dos perfis laterito-gossânicos em quatro fases principais, de abrangência regional, onde cada uma dessas fases desempenhou um importante papel na redistribuição do ouro: A fase I, denominada de Fase de formação dos gossans, está relacionada ao desenvolvimento dos gossans, em condições climáticas tropicais semi-áridas a sazonalmente úmido (savana), e considerados neste trabalho como anteriores ao Terciário Inferior. Durante essa fase, o ouro foi remobilizado das zonas sulfetadas através, principalmente, de soluções ou complexos Au-tiossulfatados, reprecipitando na zona oxidada, junto com os óxidos 'e hidróxidos de ferro. As partículas neoformadas, resultantes, apresentam granulação fina e pureza média (teor algo elevado de Ag); A fase II foi denominada de lateritização Matura e está relacionada ao marcante processo de intemperismo laterítico que aconteceu na região Amazónica, como um todo, durante o Terciário Inferior. Perfis lateríticos maturos se formaram, indistintamente, sobre os gossans, e sobre as suas encaixantes, com o desenvolvimento de crosta laterítica brechóide contendo fragmentos dos gossans. Com essa superposição de processos, o sistema gossânico foi aberto, e uma nova remobilização aconteceu, dessa vez em condições mais oxidantes e, certamente, com uma importante atuação dos complexos orgânicos, cianetos e complexos aquo-hidrolisados na mobilização do ouro. Além da mobilização química desse elemento, importante dispersão fisica aconteceu, com o início da formação da feição morfológica tipo "cogumelo". Na fase três, descrita neste trabalho como pós-lateritização Matura, assiste-se a uma retomada de condições favoráveis a lateritização, semelhantes as da fase anterior, com o intemperismo dos perfis lateríticos maturos, a partir do Mioceno Médio. Os principais produtos deste período são os latossolos da área Igarapé Bahia. Com a nova abertura de sistema, o ouro é novamente remobilizado, através dos mesmos mecanismos fisico-químicos e com a atividade orgânica desempenhando um papel mais intenso em relação a fase anterior, com forte dispersão fisica, no sentido do espalhamento ou abertura dos halos de dispersão do Au e diminuição do sinal deste elemento. A intensidade deste ciclo de lateritização foi menor que o do Terciário Inferior, já que a mudança para condições mais secas no Plioceno e início do Pleistoceno, levou a uma intensa denudação da paisagem, com a erosão e truncamento dos perfis na área Águas Claras e exposição dos gossans. Importantes depósitos coluvionares (na área Águas Claras) e aluvionares auríferos, a nível regional, são relacionados a esse período. A fase IV estão associados todos os processos de destruição/intemperismo do quadro geomorfológico estabelecido no final da fase III, em função das condições, predominantemente, úmidas, que passaram a prevalecer a partir do final do Pleistoceno e início do Holoceno, dando origem a novos níveis de latossolos, linhas de pedras, colúvios e aluviões.