Uranium-lead dating method at the Pará-Iso isotope geology laboratory, UFPA, Belém – Brazil

ABSTRACT: Analytical procedures for U-Pb isotope dilution analyses at the Pará-Iso isotope geology laboratory of the Federal University of Pará (UFPA) are described in detail. The procedures are applied to zircon, titanite, rutile, apatite, columbite-tantalite and whole rock. Reagent preparation and chemical processing are done in clean-room conditions. Samples are dissolved using Teflon™ microcapsules in steel jacket Teflon™ Parr Instrument™ bomb or Teflon™ screw cap containers. U and Pb are separated using anion exchange AG 1x8 resin columns. Typical blanks for mineral sample amounts of 0.01 to 1.0 mg are less than 1 pg U and 20-30 pg Pb. Isotope analysis of the U and Pb from the same filament are carried out using a Finnigan MAT 262 mass-spectrometer in static and dynamic modes. The current analytical level is demonstrated on analyses of international standard zircon 91500 with three different ²³⁵U-²⁰⁵Pb and ²³⁵U-²⁰⁸Pb isotope tracers and whole rock standards. Results of analyses of two zircon samples are also presented.

Environmental changes in the western Amazônia: morphological framewor, geochemistry, palynology and radiocarbon dating data

Os sedimentos do lago Coari, de ambiente de terra firme esculpido nos depósitos do Plio-Pleistocenos, e o Acará, típico lago de várzea e ambos formados nos sedimentos quaternários da planície de inundação do médio Solimões, no oeste da Amazônia, Brasil, foram estudados para investigar as condições ambientais durante sua formação. Este estudo inclui dados da composição mineralógica, química, isótopos de Pb, palinologia, datações de radiocarbono e a configuração morfológica dos lagos obtida por imagens SRTM. As condições geológica e ambiental dos lagos variam e sugerem que suas evoluções refletem processos autogenéticos em condições de floresta úmida e chuvosa. Embora caulinita, quartz, muscovita, illita e esmectita sejam os principais minerais em ambos os lagos, a geoquímica indica fonte distinta, os sedimentos do lago Acará têm maior concentração de Al2O3, Fe2O3, FeO, CaO, K2O, MgO, Na2O, P2O5, Ba, V, Cu, Ni, Zn, Pb, Sr, Li, Y e La e têm mais Pb radiogênico que os sedimentos do lago Coari. As idades de radiocarbono sugerem que há aproximadamente 10160 anos AP o lago Coari iniciou o desenvolvimento devido a avulsão do rio Solimões, enquanto o lago Acará foi formado devido ao abandono de meandro do rio Solimões e retendo o domínio das gramíneas nas suas praias há aproximadamente 3710 anos AP.

Mineralogia e química dos sedimentos de fundo do médio e baixo Madeira e de seus principais tributários: Amazonas - Brasil

O objetivo deste trabalho foi investigar a variação composicional e mineralógica dos sedimentos de fundo transportados pelos grandes rios da Amazônia, com nascentes nos Andes provenientes de rochas cratônicas. O estudo foi realizado com base em análises granulométricas, mineralógicas e químicas, incluindo isótopos de Pb, no rio Madeira e seus tributários. O conjunto de dados mostra que os sedimentos de fundo do rio Madeira são granulométrica, mineralógica e quimicamente distintos de seus principais tributários. Os sedimentos do rio Madeira são mais arenosos; têm maior quantidade de quartzo; menor conteúdo de Al₂O₃, Fe₂O₃, K₂O, MgO, Na₂O, PF, Ti₂O, P₂O₅, MnO e elementos-traço; e a maturidade aumenta de montante para jusante. Dentre os sedimentos dos tributários, os rios Machado e secundariamente o rio Marmelos são os que mais se aproximam da composição dos sedimentos do rio Madeira, enquanto que o Jamari com sedimentos com maior proporção de TiO_2,, Zr, Y, Nb, Ga, Hf, U, Ta e ETR, é o mais distinto. Apesar do ambiente de intenso intemperismo e erosão, em condições tropicais úmidas, a que estão submetidas as rochas drenadas pela bacia do rio Madeira, os valores das razões Th/Co, Th/Pb, Th/Yb, Al/Pb, Zr/Co e a composição isotópica de Pb indicam fontes distintas para os sedimentos de fundo estudados. Os sedimentos do rio Madeira são provenientes, principalmente, de rochas máficas, enquanto que os sedimentos de seus tributários têm como fonte essencialmente rochas félsicas.

Distribuição e assinatura isotópica de Pb em sedimentos de fundo da Foz do Rio Guamá e da Baía do Guajará (Belém - Pará)

ABSTRACT: Lead analyses in bottom sediments from the hydrographic system of Belem (Para) indicated low contents of this metal for the sediments from the Guama river, with no significant anthropogenic contribution. A concentration of 18.1 ± 1.5 mg kg^-1 and ²⁰⁶Pb/²⁰⁷Pb isotopic signature of 1.196 ± 0.002 are assigned for Pb from natural sources. On the other hand, the significant increase of Pb contents in the sediments from the Guajará bay, together with the decrease of ²⁰⁶Pb/²⁰⁷ ratios (1.172 < ²⁰⁶Pb/²⁰⁷ < 1.188) point to an anthropogenic lead contribution, originated by the industrial and urban activities of the city of Belem.

Estudos isotópicos (Pb, O, H, S) em zonas alteradas e mineralizadas do depósito cupro-aurífero Visconde, Província Mineral de Carajás

O depósito cupro-aurífero Visconde está localizado na Província Mineral de Carajás, a cerca de 15 km a leste do depósito congênere de classe mundial Sossego. Encontra-se em uma zona de cisalhamento de direção WNW-ESE, que marca o contato das rochas metavulcanossedimentares da Bacia Carajás com o embasamento. Nessa zona ocorrem outros depósitos hidrotermais cupro-auríferos com características similares (Alvo 118, Cristalino, Jatobá, Bacaba, Bacuri, Castanha), que têm sido enquadrados na classe IOCG (Iron Oxide Copper-Gold), embora muitas dúvidas ainda existam quanto a sua gênese, principalmente no que diz respeito à idade da mineralização e fontes dos fluidos, ligantes e metais. O depósito Visconde está hospedado em rochas arqueanas variavelmente cisalhadas e alteradas hidrotermalmente, as principais sendo metavulcânicas félsicas (2968 ± 15 Ma), o Granito Serra Dourada (2860 ± 22 Ma) e gabros/dioritos. Elas registram diversos tipos de alteração hidrotermal com forte controle estrutural, destacando-se as alterações sódica (albita + escapolita) e sódico-cálcica (albita + actinolita ± turmalina ± quartzo ± magnetita ± escapolita), mais precoces, que promoveram a substituição ubíqua de minerais primários das rochas e a disseminação de calcopirita, pirita, molibdenita e pentlandita. Dados isotópicos de oxigênio e hidrogênio de minerais representativos desses tipos de alteração mostram que os fluidos hidrotermais foram quentes (410 – 355°C) e ricos em ¹⁸O (δ¹⁸O_H2O= +4,2 a 9,4‰). Sobreveio a alteração potássica, caracterizada pela intensa biotitização das rochas, a qual ocorreu concomitantemente ao desenvolvimento de foliação milonítica, notavelmente desenhada pela orientação de palhetas de biotita, que precipitaram de fluidos com assinatura isotópica de oxigênio similar à dos estágios anteriores (δ¹⁸O_H2O entre +4,8 e +7,2‰, a 355°C). Microclina e alanita são outras fases características desse estágio, além da calcopirita precipitada nos planos da foliação. A temperaturas mais baixas (230 ± 11°C), fluidos empobrecidos em ¹⁸O (δ¹⁸O_H2O = -1,3 a +3,7‰) geraram associações de minerais cálcico-magnesianos (albita + epidoto + clorita ± calcita ± actinolita) que são contemporâneas à mineralização. Valores de δ¹⁸D_H2O e δO_H2O indicam que os fluidos hidrotermais foram inicialmente formados por águas metamórficas e formacionais, a que se misturou alguma água de fonte magmática. Nos estágios tardios, houve considerável influxo de águas superficiais. Diluição e queda da temperatura provocaram a precipitação de abundantes sulfetos (calcopirita ± bornita ± calcocita ± digenita), os quais se concentraram principalmente em brechas tectônicas - os principais corpos de minério - que chegam a conter até cerca de 60% de sulfetos. Veios constituídos por minerais sódico-cálcicos também apresentam comumente sulfetos. A associação de minerais de minério e ganga indica uma assinatura de Cu-Au- Fe-Ni-ETRL-B-P para a mineralização. Os valores de δ³⁴S (-1,2 a +3,4‰) de sulfetos sugerem enxofre de origem magmática (proveniente da exsolução de magmas ou da dissolução de sulfetos das rochas ígneas pré-existentes) e precipitação em condições levemente oxidantes. Datação do minério por lixiviação e dissolução total de Pb em calcopirita forneceu idades de 2736 ± 100 Ma e 2729 ± 150 Ma, que indicam ser a mineralização neoarqueana e, a despeito dos altos erros, permite descartar um evento mineralizador paleoproterozoico. A idade de 2746 ± 7 Ma (MSDW=4,9; evaporação de Pb em zircão), obtida em um corpo granítico não mineralizado (correlacionado à Suíte Planalto) que ocorre na área do depósito, foi interpretada como a idade mínima da mineralização. Assim, a formação do depósito Visconde teria relação com o evento transpressivo ocorrido entre 2,76 e 2,74 Ga, reponsável pela inversão da Bacia Carajás e pela geração de magmatismo granítico nos domínios Carajás e de Transição. Esse evento teria desencadeado reações de devolatilização em rochas do Supergrupo Itacaiúnas, ou mesmo, provocado a expulsão de fluidos conatos salinos aprisionados em seus intertícios. Esses fluidos teriam migrado pelas zonas de cisalhamento e reagido com as rochas (da bacia e do embasamento) pelas quais se movimentaram durante a fase dúctil. As concentrações subeconômicas do depósito Visconde devem ser resultado da ausência de grandes estruturas que teriam favorecido maior influxo de fluidos superficiais, tal como ocorreu na formação dos depósitos Sossego e Alvo 118.

U-Pb SHRIMP and 40Ar/39Ar constraints on the timing of mineralization in the Paleoproterozoic Caxias orogenic gold deposit, São Luís cratonic fragment, Brazil

Caxias é um depósito de ouro orogênico do fragmento cratônico São Luís, que é correlacionável aos terrenos Riacianos do Cráton Oeste-Africano. O depósito se formou após o metamorfismo regional (estimado em 2100 ± 15 Ma) e está hospedado em zona de cisalhamento que secciona xistos do Grupo Aurizona (2240 ± 5 Ma) e o Microtonalito Caxias. O microtonalito foi aqui datado em 2009 ± 11 Ma, e representa um estágio magmático tardio na evolução do fragmento cratônico São Luís. Cristais de zircão com idades de 2139 ± 10 Ma foram herdados da fonte magmática ou são produto de contaminação durante a intrusão. A composição dos isótopos de chumbo sugere que granitoides de arco de ilhas de ca. 2160 Ma são a fonte provável para o Pb incorporado na pirita relacionada com o minério. Sericita hidrotermal mostra idade ⁴⁰Ar/³⁹Ar de 1990 ± 30 Ma, que, combinada com a idade de posicionamento do microtonalito hospedeiro, limita o evento mineralizador ao intervalo 2020-1960 Ma.

Contexto geológico, estudos isotópicos (C, O e Pb) e associação metálica do depósito aurífero Tocantinzinho, domínio Tapajós, Província Tapajós-Parima

O depósito Tocantinzinho, localizado em um lineamento de direção NW–SE, a SW de Itaituba (PA), é atualmente o maior depósito aurífero conhecido na Província Tapajós. Está hospedado no granito homônimo, essencialmente isótropo, no qual dominam rochas sieno e monzograníticas, que foram fraca a moderadamente alteradas por fluidos hidrotermais. Microclinização (mais precoce), cloritização, sericitização, silicificação e carbonatação (mais tardia) são os mais importantes tipos de alteração. O principal estágio de mineralização é contemporâneo à sericitização/silicificação e é representado por vênulas com sulfetos (pirita ± calcopirita ± galena ± esfalerita) e ouro associado, as quais mostram localmente trama stockwork. Além de teores expressivos de Cu, Pb e Zn, são anômalos, em algumas amostras, os de As, Bi e Mo. A relação dos teores do Au com os dos metais-base é aleatória e as razões Au/Ag variam de 0,05 a 5,0. O Au é mais enriquecido nas porções com maior abundância de sulfetos de metais-base, embora ocorra principalmente incluso na pirita. Monocristais de zircão, extraídos do granito Tocantinzinho, forneceram idade Pb-Pb média de 1982 ± 8 Ma, permitindo interpretá-lo como uma manifestação magmática precoce do arco Creporizão. Valores de δ¹³C_PDB em calcita do estágio de carbonatação, dominantemente entre -3,45 e -2,29‰, são compatíveis com fonte crustal profunda, quiçá carbonatítica, enquanto os de δ¹⁸O_SMOW (+5,97 a +14,10‰) indicam forte contribuição magmática, ainda que mascarada por influxo de águas provavelmente superficiais. Estudos de inclusões fluidas em andamento revelam a presença de fluidos aquocarbônicos, cujo CO₂ poderia ter estado dissolvido no magma granítico em vez de ser relacionado à zona de cisalhamento. Os dados até aqui disponíveis permitem classificar o depósito aurífero Tocantinzinho como do tipo relacionado à intrusão.