The mineralizing fluid in the Piaba gold deposit, São Luís cratonic fragment (NW-Maranhão, Brazil) based on fluid inclusion studies in quartz veins

O depósito aurífero de Piaba tornou-se a primeira mina em operação no fragmento cratônico São Luís, noroeste do Maranhão. Seu ambiente geológico compreende rochas metavulcanossedimentares do Grupo Aurizona e granitoides da Suíte Tromaí, entre outras unidades menores, formadas em ambiente de arcos de ilhas entre 2240 e 2150 Ma, juntamente com outras unidades menores. A mineralização é caracterizada por uma trama stockwork de veios e vênulas de quartzo com seus halos de alteração (clorita + muscovita + carbonato + pirita + calcopirita e ouro) hospedada em um granodiorito granofírico fino (Granófiro Piaba) e em rocha subvulcânica andesítica do Grupo Aurizona. O corpo mineralizado é espacialmente limitado à zona de cisalhamento ENE-WSW rúptil-dúctil (Falha Piaba). Estudos petrográficos, microtermométricos e por espectroscopia microRaman no quartzo definiram inclusões aquo-carbônicas bifásicas e trifásicas, produzidas por aprisionamento heterogêneo durante separação de fases, e fluidos aquosos tardios. A solução mineralizadora corresponde a um fluido aquo-carbônico composto por CO₂ (5 - 24 mol%, densidade de 0,96 - 0,99 g/cm³), H₂O (74 - 93 mol%), N₂ (< 1 mol%), CH₄ (<1mol%) e 5,5 % em peso NaCl equivalente. O minério depositou a 267 - 302ºC e 1,25 - 2,08 kbar, correspondendo a profundidades de 4 a 7 km, em consonância com o regime estrutural. A composição e o intervalo de P-T do fluido mineralizador, combinados com o caráter redutor (log ƒ_O2 -31,3 a -34,3) e a sulfetação da rocha hospedeira, sugerem que o ouro foi transportado como um complexo sulfetado. O minério foi depositado em consequência da separação de fase, redução da atividade de enxofre e da ƒO₂ pela interação fluido-rocha.

Marcadores ultra-sonográficos hepáticos em portadores assintomáticos do vírus da hepatite C, pré-doadores de sangue da Fundação HEMOPA, Belém-Pará

Para avaliar a importância da ultra-sonografia como método de diagnóstico por imagem na detecção de alterações ecográficas hepático-portais na hepatite por vírus C realizou-se esta investigação cujos objetivos foram: descrever os achados de marcadores ecográficos de alteração morfológica do fígado e do sistema porta; determinar a freqüência dessas alterações e investigar a presença de associação entre as alterações ultra-sonográficas hepáticas e portais e a infecção pelo vírus da hepatite C (VHC), em indivíduos portadores assintomáticos deste vírus, os quais foram selecionados entre pré-doadores de sangue da Fundação Hemopa, hemocentro de referência oficial no Estado do Pará, Brasil, no período de outubro a dezembro de 2003. O estudo foi realizado comparando-se os achados de um grupo com 30 participantes soropositivos para o VHC (grupo central) e de um grupo controle, composto de 38 participantes soronegativos. Ambos os grupos da pesquisa incluíram indivíduos assintomáticos, de ambos os sexos e com idade adequada para doação de sangue. A triagem para doação foi realizada no hemocentro, utilizando seus procedimentos de rotina. Procedeu-se pareamento dos participantes da pesquisa por sexo e idade. A amostra analisada evidenciou predomínio da faixa etária de 18 a 28 anos, correspondendo a 53% dos participantes do grupo central e 50% dos participantes do grupo controle. Hepatomegalia e hiperecogenicidade do parênquima, achados inespecíficos e encontrados comumente na esteatose hepática, foram mais freqüentes no grupo central, porém sem diferença estatística significante. Heterogenicidade textural, focos hipoecogênicos, alterações de visibilidade dos ramos venosos intra-hepáticos e esplenomegalia foram outros parâmetros mais freqüentes no grupo de infectados, também sem diferença estatística significante. Os participantes do grupo central apresentaram alterações com diferença estatística significante no parâmetro superfície hepática e na classificação por pontuação pelos escores de Lin, considerando-se os parâmetros superfície, parênquima, veias internas e índice esplênico. A totalização de pontos classificou os participantes nos padrões fino -80% no grupo central e 100% no grupo controle - heterogêneo -13,3% no grupo central e 0% no grupo controle - e nodular-6,7% no grupo central e 0% no grupo controle, demonstrando diferença estatística significante. Não foram observados em participantes de ambos os grupos achados de nódulos, massas, ascite, aumento de calibre das veias porta e esplênica e circulação colateral, podendo-se aventar que o predomínio da faixa etária mais jovem na população de pré-doadores pode ter minimizado os achados dos marcadores ecográficos, haja vista a tendência evolutiva lenta e silenciosa da infecção pelo VHC, com expressão tardia das alterações morfológicas de hepatite crônica, cirrose e carcinoma hepatocelular.

Perfil clínico-epidemiológico de saúde bucal em pacientes de hanseníase

O objetivo deste estudo foi avaliar o perfil clínico-epidemiológico de saúde bucal em pacientes portadores de hanseníase em PQT através da avaliação clínica da mucosa bucal, dos indicadores epidemiológicos IPV (Índice de Placa Visível), ISG (ìndice de Sangramento Gengival), ICPOD (Índice de Dentes Cariados, Perdidos e Obturados) e mensuração do fluxo salivar pelo ISS (Índice de Secreção Salivar), além da capacidade tampão pelo pH salivar. A amostra foi de 80 pacientes na faixa etária de 8 a 73 anos submetidos ao exame clínico bucal e coleta estimulada de saliva, divididos em Grupo de Estudo (GE), constituído de 40 pacientes portadores de hanseníase em PQT, atendidos no CRTDS Dr. Marcello Candia Marituba-Pa; e Grupo Controle (GC), de pacientes não portadores de hanseníase. Os resultados apontaram, 62,5% de alterações inespecíficas da mucosa bucal, dentre as mais frequentes pigmentação racial na gengiva, linha alba mordiscada na mucosa jugal, inflamação gengival, varicosidade no ventre lingual e trauma por uso de prótese no GE, não havendo diferença estatística significante (p=0,14) com o GC. A média do IPV no GE foi de 50,4% das superfícies dentárias com acúmulo de placa bacteriana, não havendo também diferença estatisticamente significante (p=0,40) com o GC. O IPV foi maior nos indivíduos sem acesso ao serviço odontológico e à medida que aumentou o grau de incapacidade dos pacientes menor foi o acesso ao serviço. A média do ISG foi de 29,7% das superfícies dentárias com sangramento gengival, não havendo diferença estatística significante (p=0,35) com o GC. O ICPOD médio foi de 11,6 variando de 4,0 a 24, o que aumentou com o avanço da idade. O maior acúmulo de placa, o sangramento gengival e o consumo de alimentos carigênicos fora do horário da refeição também contribuiram para o aumento do ICPOD. Outro fator relacionado ao aumento de ICPOD foi o não acesso ao serviço odontológico por 70% dos pacientes hansenianos, havendo diferença estatisticamente significante (p=0,0005) com o GC e a falta de orientação de higiene bucal em 60%, havendo diferença estatisticamente significante (p=0,01) com o GC. O ISS médio foi de 0,9ml/min e não apresentou associação com as doses do PQT e nem com o uso de prednisona. Dos pacientes do GE, 25% apresentaram hipossalivação, mas não houve aumento de ICPOD e nenhum dos grupos revelou alteração de pH salivar, variando de 5,85 a 7,34, com capacidade tampão dentro do padrão de normalidade. Concui-se que perfil clínico-epidemiológico dos pacientes portadores de hanseníase assemelha-se a do grupo controle, não tendo sido diagnosticado nenhuma alteração da mucosa bucal específica para hanseníase, o que não anula, entretanto a póssibilidade da cavidade bucal ser fonte de infecção para hanseníase necessitando de confirmação histopatológica e/ou PCR para detecção de M. leprae viável. Além disso, os dados mostraram que a maioria dos pacientes hansenianos avaliados não tem acesso ao serviço odontológico, nem orientação de higiene bucal, resultante da falta de políticas públicas de saúde bucal para hansenianos.

A turquesa de Itacupim, Pará

Na ilha de Itacupim, localizada na região costeira do nordeste do Pará, foram encontrados veios de fosfatos de alumínio contendo turquesa, além de quartzo e argilominerais. A ilha é sustentada por espesso perfil laterítico maturo desenvolvido sobre complexo alcalino-ultramáfico mineralizado em apatita. Os veios e vênulas são de espessura centimétrica, normalmente constituídos de wavellita fibro-radial, onde pode ser observada turquesa verde-azulada, em massas subesferolíticas, microcristalinas, intercrescidas com caulinita e oxi-hidróxidos de Mn, além de quartzo. A identificação mineral foi realizada por DRX, microscopia óptica, análises químicas de rocha total, MEV/SED. Os teores de CuO são inferiores aos das turquesas em geral, compensados por Fe₂O₃ e ZnO. Os subesferolitos de turquesa contêm inúmeras inclusões micrométricas de goyazita ou svanbergita. A ocorrência da turquesa, na forma de veios e vênulas, seu aspecto porcelanado e a conhecida relação desse mineral com ambiente hidrotermal sugerem que a turquesa de Itacupim também seja de origem hidrotermal, reforçada pela sua associação com wavellita, goyazita ou svanbergita, quartzo e argilominerais. Ela não foi encontrada no perfil laterítico. Seu aspecto compacto e sua cor esverdeada abrem perspectivas para seu uso como mineral de gema.

Métodos geofísicos aplicados a prospecção mineral na região do Igarapé Chega Tudo, Maranhão - Brasil

O presente trabalho de prospecção geofísica abrange o levantamento de uma faixa de direção NW-SE, desde o local denomina do Chatão, à margem direita do rio Gurupi, até 5 km além de Chega Tudo, no estado de Maranhão. Esse levantamento foi feito em travessas perpendiculares àquela faixa, a qual constitui uma extensa zona de falha. Os trabalhos de geofísica de campo, envolvendo os métodos magnético (campo total), cintilómétrico, eletro-resistivo (Schlumberger, Wenner e Half-Schlumberger) e E.M. (Slingram), foram realizados em duas etapas: a) levantamento de reconhecimento em uma área de 22 km², onde foram aplicados magnetometria e cintilometria e b) levantamento de detalhe em uma área de 3,50 km², onde foram aplicados eletro-resistividade e E.M. Os objetivos principais deste trabalho foram determinar e localizar as principais feições estruturais e geo-elétricas associadas às zonas mineralizadas, e selecionar, entre os métodos geofísicos empregados, qual o de melhor poder resolutivo na indicação de veios de quartzo em sub-superfície, possivelmente associados à mineração de ouro. O método magnético indicou uma anomalia principal no lado NE da área de reconhecimento, enquanto que o cintilométrico apresentou somente o valor do "background" da região. Por isso o método cintilométrico não será discutido nesse trabalho. Com os métodos eletro-resistivo e E.M. foram observadas várias anomalias ao longo de toda a área de detalhe. A interpretação dos dados de magnetometria e de eletro-resistividade foi realizada com técnicas computacionais, enquanto que para a dos dados eletromagnéticos foram empregados diagramas de fase. Os resultados apresentam uma estreita correlação das anomalias magnéticas e eletro-resistivas com a zona mineralizada. O método E.M. não apresentou nenhum poder resolutivo, uma vez que detectou anomalias semelhantes dentro e fora das áreas mais promissoras. Todas as anomalias foram confirmadas com furos de sondagem. Considerando-se que a área prospectada apresenta, devido ao difícil acesso, o mesmo grau de dificuldade para realização da pesquisa por métodos diretos (perfuração, poços ou trincheiras), como qualquer outra área similar na região amazônica, os resultados aqui apresentados confirmaram que os métodos magnético e eletro-resistivo podem ser utilizados com sucesso como ferramenta indireta na localização de zonas promissoras à exploração de ouro dentro da zona de falha de Chega Tudo ou em outros ambientes geológicos de semelhantes características.

Inclusões fluidas crepitadas, fluidos hipersalinos e aquo-carbônicos em quartzo associado a rochas micáceas no Granito Xinguara - Terreno Granito-Greenstone de Rio Maria, PA

As rochas micáceas encontradas no Granito Xinguara, terreno Granito-Greenstone de Rio Maria, Pará, são compostas por muscovita e clorita com níveis de quartzo intercalados, que formam uma xistosidade bem desenvolvida. Essa xistosidade é cortada por veios de quartzo. Ambas as gerações de quartzo apresentam os mesmos tipos de inclusões fluidas em halos ou trilhas secundárias de composições variadas entre aquosas, aquo-carbônicas e saturadas em torno de grandes inclusões primárias crepitadas ou em trilhas transgranulares secundárias. A grande variação de temperaturas de homogeneização, a alta salinidade, as evidências de estrangulamento e a existência das inclusões crepitadas permitem supor forte influência de alterações pós-formacionais e reequilíbrio relacionados à intrusão do granito. Essas rochas foliadas são, portanto, enclaves metassedimentares afetados por fluidos graníticos hipersalinos aquo-carbônicos.

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.

Geologia, petrografia e geoquímica da associação tonalitotrondhjemito-granodiorito (TTG) do extremo leste do subdomínio de transição, Província Carajás

ABSTRACT: The eastern border of the Transition Subdomain of the Carajás Province is constituteddominantly of Archean tonalite-trondhjemite-granodiorite (TTG). Deformed monzogranites, similar to the Planalto granite suite, and metagabbros inserted in association mafic-enderbitic also occur. Paleoproterozoic isotropic granites and mafic dykes devoid of significant deformation crosscut the Archean lithologies. The TTGs are exposed as blocks or as flat outcrops in areas of low relief and commonly include quartz-diorite enclaves. The TTG rocks display gray colour and are generally medium-grained, showing compositional banding or, sometimes, homogeneous aspect. They show commonly a NW-SW to E-W trending foliation with vertical to subvertical dips and were submitted to NE-SW stress. Locally, it was identified a NE-SW foliation transposed to E-W along shear zones. In some instances, they exhibit mylonitic to protomilonitics features, registered in the oval form of plagioclase porphyroclasts or boudinated leucogranitics veins. Two petrographic varieties are recognized for this association: biotite-trondjhemite and subordinate biotite-granodiorites, both have similar mineralogical and textural aspects and are characterized by a poorly preserved igneous texture, partially overwritten by an intense recrystallization. EDS analyses revealed that the plagioclase is a calcic oligoclase (An27-19), with Or ranging from 0.6 - 2.3%. The biotites are ferromagnesian, with dominance of Fe over Mg (Fe / [Fe + Mg] ranging from 0.54 to 0.59) and the analyzed epidote presents pistacite contents ranging from 23 to 27.6 % and plot mostly in the range of magmatic epidotes. The trondhjemite shows all typical characteristics of Archean TTG suites. They have high La/Yb and Sr/Y ratios, suggesting they were derived from the partial melting of garnet amphibolite sources at high pressures (ca. 1.5 GPa) or, at least, that their magmatic evolution was controlled by the fractionation of garnet and possibly amphibole, without significant influence of plagioclase. The studied TTGs show similarities with Mariazinha tonalite and Mogno trondjemite, of the Rio Maria Domain, Colorado trondhjemite and, in at a lesser degree, to the Rio Verde trondhjemite, of the Carajás Domain. The granodiorites display a calc-alkaline signature and shows LILE enrichment, specifically K²O, Rb and Ba, when compared to the trondhjemites, but still preserving some geochemical features of the TTG. The geochemical data indicate that the trondhjemite and granodiorite are not related by fractional crystallization. An origin of the granodiorite by partial melting of the TTG rocks is also discarded. The granodiorite could, however, result of contamination of TTG magmas by lithosphere metasomatism or assimilation of sediments from subducted oceanic crust along trondhjemite liquid genesis. In the eastern portion of the mapped area, it was identified a small, E-W trending granite stock clearly controlled by shear zones. The rocks have mylonitic textures, characterized by ovoid-shaped feldspar porphyroclasts, wrapped by recrystallized quartz and mica. These granitic rocks have geochemical signatures of reduced A-type granites and are similar to the Planalto granite suite. Boulders of mafic rocks crop out locally in the northern portion of the area. These rocks show a dominant granoblastic texture, and are mainly composed of amphibole and plagioclase, with subordinate biotite and quartz. In the northern part of the mapped area, it was identified a body of isotropic granite without significant deformation and showing locally rapakivi textures. This granitic pluton was correlated to the Paleoproterozoic A-type granites, represented in the Carajás Domain by the Serra dos Carajás suite and Rio Branco Granite. These granites were not studied in detail. The geological and geochemical aspects shown by the Archean granitoids identified in the eastern part of the Transition Subdomain implies in the existence of significant TTG rocks in the Transition Subdomain. This reinforces the hypothesis that the Transition Subdomain could represent an extension of the Rio Maria Domain, but affected by crustal reworking events in the Neoarchean.

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

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-C O₂-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 aCl₂ 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 δ¹⁸O e δD entre +0,5 e +9,8 ‰, e -49 a -8 ‰, respectivamente. Os valores de ³⁴S 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.

Opalas gemológicas do Piauí: gênese revelada por microtermometria e minerais associados

As opalas de Pedro II e Buriti dos Montes, no estado do Piauí, constituem as mais importantes ocorrências brasileiras dessa gema, tanto em termos de volume quanto pela qualidade gemológica, que é comparável à das famosas opalas australianas. No entanto, a informalidade na extração e comercialização destas opalas, assim como a falta de informações quanto à gênese destes depósitos não permitem a prospecção por novas jazidas e o estabelecimento de um certificado de procedência para as opalas do Piauí que permitisse sua inserção formal no mercado gemológico internacional. Alguns autores têm se dedicado ao estudo dessas opalas, revelando fortes evidências de sua origem hidrotermal, mas até então, nenhum trabalho abordou as características físico-químicas dos fluidos que teriam originado esses depósitos de opalas. Diante disso, o principal objetivo deste trabalho foi entender o sistema hidrotermal responsável pela gênese das opalas do Piauí, ou seja, caracterizar os fluidos que originaram a mineralização e mostrar sua relação com o contexto geológico da região. Os municípios de Pedro II e Buriti dos Montes se localizam na porção nordeste do estado do Piauí, a aproximadamente 230 km a leste da capital Teresina, e as ocorrências de opala se encontram na porção basal da Bacia do Parnaíba, constituindo veios e vênulas nos arenitos dos grupos Serra Grande (Buriti dos Montes) e Canindé (Pedro II), os quais são seccionados por soleiras e diques de diabásio da Formação Sardinha. Elas também ocorrem cimentando brechas e como depósitos coluvionares e de paleocanal. Associados às opalas, localmente encontram-se veios de quartzo, calcedônia, barita e hematita (ou goethita). De maneira geral, as opalas de Pedro II apresentam jogo de cores, são predominantemente brancas ou azuladas com aspecto leitoso, semitranslúcidas a opacas e com inclusões sólidas pouco aparentes. Em contrapartida, as opalas de Buriti dos Montes não apresentam jogo de cores, a cor varia entre amarelo claro e vermelho amarronzado, são semitransparentes a translúcidas e contêm grande variedade de inclusões sólidas. Os dados obtidos revelam que as opalas de Pedro II são tipicamente do tipo amorfo (opala-A), enquanto as opalas de Buriti dos Montes variam entre amorfas e cristobalita-tridimita (opala-CT). Na opala preciosa, o típico jogo de cores é causado pelo arranjo regular das esferas de sílica que as constituem. A ausência de cimento opalino entre as esferas reforça a beleza desse efeito. Em contrapartida, as opalas laranja não apresentam jogo de cores, mas têm maior transparência devido ao diminuto tamanho das esferas. As inclusões sólidas também produzem belos efeitos nas opalas estudadas, principalmente na variedade laranja, que é mais transparente. Além disso, o conjunto de inclusões sólidas revela características intrínsecas aos processos hidrotermais que originaram as opalas estudadas. Agregados botrioidais, dendríticos e nodulares são exemplos de inclusões formadas por fragmentos dos arenitos hospedeiros carreados pelos fluidos hidrotermais que geraram as opalas. As inclusões sólidas também têm relação direta com a cor das opalas. Nas opalas de Buriti dos Montes, os tons de vermelho, laranja e amarelo são produzidos pela dissolução parcial das inclusões constituídas por oxihidróxidos de Fe. De maneira semelhante, a cor verde nas opalas preciosas está relacionada aos microcristais de Co-pentlandita inclusos nas mesmas. O conjunto de minerais associados às opalas conduz a uma assinatura mineralógicogeoquímica marcada pelos elevados teores de Fe e Al nas opalas com inclusões de hematita/goethita e caulinita, e assim também com aumento considerável dos teores de elementos terras raras nas opalas em que se concentram as inclusões de caulinita e apatita. Entre os elementos-traço, Ba é o mais abundante, e provavelmente foi incorporado pelo fluido hidrotermal, tendo em vista que veios de barita são encontrados com frequência nessa região da Bacia do Parnaíba. Várias feições como estruturas de fluxo nas opalas, corrosão e dissolução parcial dos cristais de quartzo hialino e de inclusões mineralógicas, vênulas de quartzo hidrotermal sobrecrescidas aos grãos detríticos, e zoneamento dos cristais de quartzo confirmam que essas opalas têm origem hidrotermal. A ruptura do Gondwana teria provocado um vasto magmatismo básico fissural, que por sua vez foi responsável pelo aporte de calor que gerou as primeiras células convectivas de fluidos quentes. A água contida nos arenitos certamente alimentou o sistema e se enriqueceu em sílica através da dissolução parcial ou total dos próprios grãos de quartzo dos arenitos. Este fluido hidrotermal foi posteriormente aprisionado em sistemas de fraturas e nelas se resfriou, precipitando a opala e minerais associados.

Estudos isotópicos e de inclusões fluidas no depósito central do campo mineralizado do Cuiú-Cuiú, província aurífera do Tapajós, estado do Pará

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 (CO_2vapor) ou duas fases (CO_2liq-CO_2vapor), o tipo 2 tem abundância intermediária e é formado por inclusões fluidas compostas por duas (H₂O_liq-CO_2liq) ou três fases (H₂O_liq-CO_2liq-CO_2vapor) e o tipo 3 é o mais abundante e consiste em inclusões fluidas compostas por duas fases (H₂O_liq- 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 δ¹⁸O_H2O e de δD_H2O 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.

Evolução dos fluidos mineralizantes e modelo genético dos veios de quartzo auríferos em zona de cisalhamento do depósito Ouro Roxo, Província Tapajós, Jacareacanga (PA), Brasil

O depósito aurífero Ouro Roxo, localizado no município de Jacareacanga, Província Aurífera do Tapajós, sudoeste do Pará, formou-se em um sistema hidrotermal que gerou veios de quartzo sulfetados, em zona de cisalhamento N-S, dúctil-rúptil, oblíqua, denominada Ouro Roxo-Canta Galo, cortando granitoides calcioalcalinos da Suíte Intrusiva Tropas, de idade paleoproterozoica e hospedeira da mineralização, em rochas localmente milonitizadas. Três tipos de fluidos foram caracterizados como geradores do depósito: 1) fluido aquoso H₂O-NaCl-MgCl₂-FeCl₂ de salinidade baixa a moderada, com temperatura de homogeneização total (Th) = 180-280°C; 2) salmoura H₂O-NaCl-CaCl₂ com Th = 270-400°C, provavelmente portadoras de Cu e Bi, relacionadas geneticamente a um evento magmático contemporâneo ao cisalhamento que sofreu diluição pela mistura com água meteórica, baixando sua salinidade e temperatura (Th = 120-380°C); 3) fluido aquocarbônico de média salinidade, com Th = 230-430°C, que foi interpretado como o fluido mineralizante mais primitivo, provavelmente aurífero, relacionado com o cisalhamento. As condições de temperatura e pressão (T-P) de formação do minério, estimadas conjuntamente pelo geotermômetro da clorita e as isócoras das inclusões fluidas, situam-se entre 315 e 388°C e 2 a 4,1kb. Dois mecanismos simultâneos provocaram a deposição do minério em sítios de transtensão da zona de cisalhamento: 1) mistura de fluido aquocarbônico com salmoura magmática com aumento de fO2 e redução de pH; 2) interação entre os fluidos e os feldspatos e minerais ferromagnesianos do granitoide hospedeiro, com reações de hidrólise e sulfetação, provocaram redução de fO2 e fS2, com precipitação de sulfetos de Fe juntamente com ouro. O ambiente orogênico, o estilo filoneano do depósito, o controle estrutural pela zona de cisalhamento, a alteração hidrotermal (propilítica + fílica + carbonatação), a associação metálica (Au + Cu + Bi), o fluido mineralizante aquocarbônico associado com salmoura magmática na deposição do minério são compatíveis com um modelo orogênico com participação magmática para a gênese do depósito Ouro Roxo.

Geologia, petrografia e geocronologia das rochas do depósito aurífero Ouro Roxo, Província Tapajós, Jacareacanga (PA), Brasil

O depósito Ouro Roxo localiza-se próximo da cidade de Jacareacanga, Província Aurífera Tapajós, sudoeste do Pará. O depósito consiste em um sistema hidrotermal de veios de quartzo sulfetados, hospedado em granitoides paleoproterozoicos milonitizados da Suíte Intrusiva Tropas e controlado estruturalmente pela zona de cisalhamento N-S Ouro Roxo-Canta Galo (ZCOC). Os granitoides hospedeiros são granodioritos e tonalitos oxidados, calcioalcalinos, típicos de arco magmático. A ZCOC é oblíqua sinistral dúctil-rúptil e enquadra-se no terceiro evento de deformação da Província Tapajós que transformou os granitoides Tropas em protomilonitos e milonitos intercalados com brechas. A foliação milonítica NNE mergulhando para ESSE e uma lineação de estiramento em grãos de quartzo indicam a direção do movimento para NW. Filões e corpos tubulares de quartzo mineralizados ocorrem encaixados nos milonitos e brechas, envolvidos por halos de alteração hidrotermal. Além da silicificação e sulfetação concentradas nos corpos mineralizados, três tipos de alteração hidrotermal ocorrem: propilitização (clorita + fengita + carbonato); alteração fílica (fengita + quartzo + carbonato + pirita); carbonatação. Além do quartzo magmático e do quartzo microcristalino dos milonitos, foram reconhecidas cinco gerações de quartzo hidrotermal nos filões, estando o minério relacionado ao quartzo4. Os dados isotópicos Pb-Pb não sustentam uma relação genética entre o depósito aurífero e os granitoides Tropas, sendo o depósito contemporâneo à granitogênese Maloquinha. O ambiente orogênico, o estilo filoneano do depósito, o controle estrutural, a alteração hidrotermal (propilítica + fílica + carbonatação) e a associação metálica (Au + Cu + Bi) são compatíveis com o modelo orogênico da interface mesozona-epizona para a gênese do depósito aurífero Ouro Roxo.

The Tocantinzinho gold deposit, Tapajós province, state of Pará: host granite, hydrothermal alteration and mineral chemistry

Este trabalho apresenta dados geológicos, petrográficos e mineralógicos referentes ao granito que hospeda o depósito aurífero Tocantinzinho e objetivou contribuir ao entendimento dos processos hidrotermais associados à sua gênese. O depósito ocorre em biotita monzogranito tardi a pós-tectônico, do subtipo oxidado da série ilmenita, que foi alojado a profundidades de 6 - 9 km. Esse granitoide encontra-se bastante fraturado e localmente brechado, tendo experimentado processos hidrotermais de grau fraco a moderado, os quais geraram duas principais variedades (salame e smoky) sem diferenças mineralógicas ou químicas importantes, porém macroscopicamente muito distintas. Vários tipos de alteração hidrotermal foram reconhecidos nas rochas granitoides, sendo representados principalmente por vênulas e pela substituição de minerais primários. A história hidrotermal teve início com a microclinização, durante a qual o protólito granítico foi em parte transformado na variedade salame. A temperaturas em torno de 330 oC ocorreu a cloritização, que produziu chamosita com X_Fe na faixa de 0,55 - 0,70. Seguiu-se a sericitização, durante a qual os fluidos mineralizadores precipitaram pirita, calcopirita, esfalerita, galena e ouro. À medida que a alteração progrediu, as soluções se saturaram em sílica e precipitaram quartzo em vênulas. No estágio mais tardio (carbonatação), provavelmente houve mistura entre fluidos aquosos e aquocarbônicos, de que teria resultado a reação entre Ca²⁺ e CO₂ e formação de calcita. A maioria dos sulfetos encontra-se em vênulas, algumas em trama stockwork. O ouro é normalmente muito fino e ocorre principalmente como inclusões submicroscópicas ou ao longo de microfraturas em pirita e quartzo. O depósito Tocantinzinho é muito similar aos depósitos Batalha, Palito e São Jorge, e aos do campo Cuiú-Cuiú. Tipologicamente poderia ser classificado como depósito relacionado a intrusões.

Depósito Cu-Au Visconde, Carajás (PA): geologia e alteração hidrotermal das rochas encaixantes

Distante 15 km a leste da mina Sossego (Canaã de Carajás, no Pará), o depósito Visconde jaz na zona de contato entre o Supergrupo Itacaiúnas (2,76 Ga) e o embasamento (> 3.0 Ga). No depósito e arredores, ocorrem, principalmente, o granito Serra Dourada, riodacitos e gabrodioritos, variavelmente deformados e hidrotermalizados. A Suíte Intrusiva Planalto, também identificada, não mostra feições de alteração das demais rochas. Diques máficos e félsicos cortam o pacote rochoso. Sob condições dúctil-rúpteis iniciais a rúpteis, subsequentemente, a alteração hidrotermal evoluiu de sódico-cálcica (albita, escapolita e anfibólios) precoce e ubíqua para potássica (K-feldspato e Cl-biotita), retomando, em seguida, o caráter sódico-cálcico de efeito local (albita, epidoto, apatita, turmalina e fluorita), para, finalmente, assumir caráter cálcio-magnesiano (clinocloro, actinolita, carbonatos e talco subordinado). No granito Serra Dourada, albitização, epidotização e turmalinização são mais proeminentes e se contrapõem à escapolitização, biotitização, anfibolitização e magnetitização, muito expressivas nos gabros/quartzodioritos, e à K-feldspatização, mais comum nos riodacitos. Os principais corpos de minério são representados por veios e brechas, constituídos por calcopirita-bornita, além de disseminações (calcopirita + pirita ± molibdenita ± pentlandita). A suíte metálica básica é Fe-Cu-Au ± ETR. Abundante sulfeto foi precipitado na transição da alteração potássica para a cálcio-magnesiana, tendo apatita, escapolita, actinolita, epidoto, magnetita, turmalina, calcita, gipsita e fluorita como os principais minerais de ganga. Os metais foram transportados por fluidos hidrotermais ricos em Na, Ca, K, Fe e Mg, além de P, B, F e espécies de S. As similaridades se sobrepõem às diferenças, o que permite considerar os depósitos Visconde e Sossego cogenéticos.