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.

Reaproveitamento de lama vermelha na obtenção de compostos do tipo hidrotalcita do sistema (Zn-Ni-Cu/Fe-Al)-SO4

Compostos do tipo hidrotalcita, também conhecidos como hidróxidos duplos lamelares (HDLs), do sistema (Zn-Ni-Cu/Fe-Al)-SO₄ foram obtidos por meio de co-precipitação a pH variável (crescente) utilizando lama vermelha (LV) como material de partida devido a sua elevada porcentagem de Fe³⁺ e Al³⁺. Para tal estudo, a LV, previamente caracterizada por FRX e DRX, foi submetida à abertura ácida com HCl_conc. e H₂SO₄ 2N. Para os HDLs obtidos, foram avaliados a influência do tipo de cátion bivalente, da variação do pH de síntese (pH 5, 7, 8, 9, 10 e 12) e da variação de razão molar teórica r = M^II/M^III (2, 3 e 4) na sua estrutura cristalina mediante as seguintes técnicas de caracterização: DRX, FT-IR, MEV/EDS, TG/ATD. Os resultados FRX revelaram que a LV é composta principalmente por Fe₂O₃ (32,80%), Al₂O₃ (19,83%), SiO₂ (18,14%) e Na₂O (11,55%). DRX corrobora os resultados da análise química, visto que foram identificados os minerais: hematita, goethita, gibbsita, sodalita, calcita, anatásio e quartzo. Zn-HDLs mostraram que a o aumento de pH de síntese colabora para um melhor ordenamento cristalino do material, uma vez que os picos se tornam melhor definidos, culminando com a melhor condição experimental em pH 9 e r = 3, cujo HDL foi identificado como o mineral natroglaucocerinita (d~11 Ǻ). Nesses valores de pH, a incorporação de SO₄^2- no espaçamento interlamelar foi favorecida apesar da competição com o CO₂ presente no ar atmosférico no momento da síntese. FT-IR também indica a presença do sulfato. As análises por MEV revelam a presença de cristais muito finos e pequenos, > 2μm, de forma hexagonal que pela análise via EDS indicaram, em sua composição, os elementos Na, Zn, Fe, Al, S, C e O. TG/ATD evidenciaram quatro etapas de perda de massa: desidratação, desidroxilação, desoxidenação e dessulfatação, para os HDLs com melhor ordenamento cristalino. Para os materiais menos cristalinos, as duas primeiras etapas ocorrem simultaneamente. Ni-HDLs apresentaram três picos com posições próximas às do mineral carrboydita a partir de pH igual a 7. No entanto, a partir de pH 9, surge hematita como uma fase acessória. Também há disputa entre os ânions SO₄^2- e CO₃^2- no espaço interlamelar, visto que os valores de espaçamento basal d diminuem (de aproximadamente 9,5 até 7,8 Ǻ). Tal fato também foi observado pelo FT-IR. As análises por MEV mostraram aglomerados de minerais anédricos menores que 2μm que, via EDS indicaram composição Ni, Fe, Al, S, C e O. As análises de TG/ATD apresentaram o mesmo comportamento do sistema anterior, evidenciaram as etapas de desidratação, desidroxilação, desoxigenação e dessulfatação e, para os materiais menos cristalinos, as duas primeiras etapas também ocorrem simultaneamente. Cu-HDLs, em valores de pH entre 7 e 10, não cristalizaram a fase HDL tal qual verificada para os sistemas contendo zinco ou níquel. O cobre distorce a estrutura do octaedro causando o chamado Efeito Jahn-Teller: distorção tetraédrica no ambiente octaédrico. As análises por FT-IR apresentaram o mesmo comportamento dos sistemas anteriores, apesar de o material se apresentar amorfo via DRX. O MEV também revela aglomerados amorfos que, de acordo com o EDS, indicaram em sua composição os elementos Cu, Fe, Al, S, C e O. As análises de TG/ATD apresentaram o mesmo comportamento que os materiais menos cristalinos dos dois sistemas anteriores, para os quais as etapas de desidratação e desidroxilação ocorreram simultaneamente. Mt-HDLs (mistura de Zn²⁺, Ni²⁺, Cu²⁺), apresentaram comportamento semelhante aos HDLs de níquel, com quatro picos em posições próximas aos da carrboydita a partir de pH igual a 7. A disputa entre sulfato e carbonato também se repete, visto que os valores de espaçamento basal d diminuem (de aproximadamente 9,5 até 7,9 Ǻ), o que também pode ser notado nos espectros de FT-IR. O MEV dessas amostras também apresentaram aglomerados com tamanhos menores que 2μm e, via EDS, indicaram em sua composição os elementos Zn, Cu, Ni, Fe, Al, S, C e O. Aqui também o comportamento das curvas TG/ATD foi semelhante aos materiais pouco cristalinos obtidos anteriormente.

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.

Geologia, mineralogia e geoquímica dos fosfatos de Sapucaia (Bonito - PA)

O depósito mineral de Sapucaia, situado no município de Bonito, região nordeste do Estado do Pará, é parte de um conjunto de ocorrências de fosfatos de alumínio lateríticos localizados predominantemente ao longo da zona costeira dos estados do Pará e Maranhão. Estes depósitos foram alvos de estudo desde o início do século passado, quando as primeiras descrições de “bauxitas fosforosas” foram mencionadas na região NW do Maranhão. Nas últimas décadas, com o crescimento acentuado da demanda por produtos fertilizantes pelo mercado agrícola mundial, diversos projetos de exploração mineral foram iniciados ou tiveram seus recursos ampliados no território brasileiro, dentre estes destaca-se a viabilização econômica de depósitos de fosfatos aluminosos, como o de Sapucaia, que vem a ser o primeiro projeto econômico mineral de produção e comercialização de termofosfatos do Brasil. Este trabalho teve como principal objetivo caracterizar a geologia, a constituição mineralógica e a geoquímica do perfil laterítico alumino-fosfático do morro Sapucaia. A macrorregião abrange terrenos dominados em sua maioria por rochas pré-cambrianas a paleozóicas, localmente definidas pela Formação Pirabas, Formação Barreiras, Latossolos e sedimentos recentes. A morfologia do depósito é caracterizada por um discreto morrote alongado que apresenta suaves e contínuos declives em suas bordas, e que tornam raras as exposições naturais dos horizontes do perfil laterítico. Desta forma, a metodologia aplicada para a caracterização do depósito tomou como base o programa de pesquisa geológica executada pela Fosfatar Mineração, até então detentora dos respectivos direitos minerais, onde foram disponibilizadas duas trincheiras e amostras de 8 testemunhos de sondagem. A amostragem limitou-se à extensão litológica do perfil laterítico, com a seleção de 44 amostras em intervalos médios de 1m, e que foram submetidas a uma rota de preparação e análise em laboratório. Em consonância com as demais ocorrências da região do Gurupi, os fosfatos de Sapucaia constituem um horizonte individualizado, de geometria predominantemente tabular, denominado simplesmente de horizonte de fosfatos de alumínio ou crosta aluminofosfática, que varia texturalmente de maciça a cavernosa, porosa a microporosa, que para o topo grada para uma crosta ferroalumino fosfática, tipo pele-de-onça, compacta a cavernosa, composta por nódulos de hematita e/ou goethita cimentados por fosfatos de alumínio, com características similares aos do horizonte de fosfatos subjacente. A crosta aluminofosfática, para a base do perfil, grada para um espesso horizonte argiloso caulinítico com níveis arenosos, que repousa sobre sedimentos heterolíticos intemperizados de granulação fina, aspecto argiloso, por vezes sericítico, intercalados por horizontes arenosos, e que não possuem correlação aparente com as demais rochas aflorantes da geologia na região. Aproximadamente 40% da superfície do morro é encoberta por colúvio composto por fragmentos mineralizados da crosta e por sedimentos arenosos da Formação Barreiras. Na crosta, os fosfatos de alumínio estão representados predominantemente pelo subgrupo da crandallita: i) série crandallita-goyazita (média de 57,3%); ii) woodhouseíta-svanbergita (média de 15,8%); e pela iii) wardita-millisita (média de 5,1%). Associados aos fosfatos encontram-se hematita, goethita, quartzo, caulinita, muscovita e anatásio, com volumes que variam segundo o horizonte laterítico correspondente. Como os minerais pesados em nível acessório a raro estão zircão, estaurolita, turmalina, anatásio, andalusita e silimanita. O horizonte de fosfatos, bem como a crosta ferroalumínio-fosfática, mostra-se claramente rica em P₂O₅, além de Fe₂O₃, CaO, Na₂O, SrO, SO₃, Th, Ta e em terras-raras leves como La e Ce em relação ao horizonte saprolítico. Os teores de SiO₂ são consideravelmente elevados, porém muito inferiores aqueles identificados no horizonte argiloso sotoposto. No perfil como um todo, observa-se uma correlação inversa entre SiO₂ e Al₂O₃; entre Al₂O₃ e Fe₂O₃, e positiva entre SiO₂ e Fe₂O₃, que ratificam a natureza laterítica do perfil. Diferente do que é esperado para lateritos bauxíticos, os teores de P₂O₅, CaO, Na₂O, SrO e SO₃ são fortemente elevados, concentrações consideradas típicas de depósitos de fosfatos de alumínio ricos em crandallita-goyazita e woodhouseítasvanbergita. A sucessão dos horizontes, sua composição mineralógica, e os padrões geoquímicos permitem correlacionar o presente depósito com os demais fosfatos de alumínio da região, mais especificamente Jandiá (Pará) e Trauíra (Maranhão), bem como outros situados além do território brasileiro, indicando portanto, que os fosfatos de alumínio de Sapucaia são produtos da gênese de um perfil laterítico maturo e completo, cuja rocha fonte pode estar relacionada a rochas mineralizadas em fósforo, tais como as observadas na Formação Pimenteiras, parcialmente aflorante na borda da Bacia do Parnaíba. Possivelmente, o atual corpo de minério integrou a paleocosta do mar de Pirabas, uma vez que furos de sondagem às proximidades do corpo deixaram claro a relação de contato lateral entre estas unidades.

Paleoambiente e diagênese da formação Itaituba, carbonífero da bacia do Amazonas, com base em testemunho de sondagem, região de Uruará, Pará

A Formação Itaituba de idade carbonífera representa a sedimentação carbonática de depósitos transgressivos do Grupo Tapajós da Bacia do Amazonas. A sucessão Itaituba é interpretada como depósitos de planície de maré mista, constituídos de calcários fossilíferos, dolomitos finos, arenitos finos a grossos e subordinadamente siltitos avermelhados, evaporitos e folhelhos negros. A análise de fácies e microfácies do testemunho de sondagem da região de Uruará, Estado do Pará, permitiu individualizar dezenove fácies agrupadas em cinco associações: planície de maré (AF1), canal de maré (AF2), laguna (AF3), barra bioclástica (AF4) e plataforma externa (AF5). AF1 é composta por arenito fino com rip-up clasts e gretas de contração, marga com grãos de quartzo e feldspato, dolomudstone laminado com grãos terrígenos e dolomito fino silicificado, com intercalação de argilito com grãos de quartzo disseminados, dolomitizado e localmente com sílica microcristalina. AF2 consiste em arenito médio a grosso com estratificação cruzada acanalada, recoberta por filmes pelíticos nos foresets, arenito muito fino a fino com acamamento wavy, siltito laminado com falhas sinsedimentares e acamamento convoluto. AF3 é constituída de siltito vermelho maciço, mudstone com fósseis, floatstone com braquiópodes e pirita disseminada e mudstone maciço com frequentes grãos de quartzo. AF4 e AF5 exibem abundantes bioclastos representados por espinhos e fragmentos de equinodermas, conchas, fragmentos e espinhos de braquiópodes, ostracodes, foraminíferos, algas vermelhas e conchas de bivalves. AF4 é formada por grainstone oolítico fossilífero e grainstone com terrígenos principalmente grãos de quartzo monocristalino e AF5 se compõe de wackestone fossilífero, wackestone com terrígenos e mudstone maciço com grãos de quartzo monocristalino. Subarcósios (AF1), arcósios (AF2) e arcósios líticos (AF2) são os tipos de arenitos da sucessão Itaituba e apresentam como principais constituintes grãos de quartzo monocristalino e policristalino, K-feldspato, plagioclásio, pirita, muscovita detrítica, fragmento de rocha pelítica, metamórfica e chert e raros bioclastos. O cimento é de calcita espática não ferrosa, óxido/hidróxido de ferro e sobrecrescimento de sílica. A porosidade é intergranular, móldica e às vezes alongada, sem permeabilidade perfazendo até 11% da rocha. Os processos diagenéticos dos arenitos são compactação física, sobrecrescimento de sílica, cimentação de calcita, formação de matriz diagenética, compactação química, substituição de grãos, autigênese de pirita, formação de óxido/hidróxido de ferro e alteração do plagioclásio. Os processos diagenéticos dos carbonatos são: micritização, neomorfismo, colomitização, fraturamento, compactação química, cimentação de calcita, dissolução secundária e autigênese de minerais. A sucessão da Formação Itaituba representa um sistema de laguna/planície de maré ligada a uma plataforma marinha carbonática. Planícies de maré desenvolveram-se nas margens das lagunas e eram periodicamente supridas por influxos de terrígenos finos (silte) que inibiam a precipitação carbonática. Barras bioclásticas eram cortadas por canais de maré (inlet) que conectavam a laguna com a plataforma rasa rica em organismos bentônicos.

Contribuição dos sedimentos e ictiólitos para a identificação do ambiente de formação do Sambaqui do Moa (Saquarema-RJ)

O Sambaqui do Moa é um sítio arqueológico localizado em Itaúna, Saquarema, litoral do Estado do Rio de Janeiro. Três momentos de ocupação foram reconhecidos neste sítio: o estrato 3 na base correspondente ao início da ocupação deste sítio; o 2, intermediário, aponta para uma ocupação mais intensa, com grande concentração de carapaças de moluscos, ossos de peixes e sepultamentos humanos; e o 1, o mais superficial, relacionado à última ocupação. Para identificar as condições ambientais de desenvolvimento do Sambaqui do Moa foram coletadas amostras de sedimentos e material zooarqueológico nestes três estratos. O material zooarqueológico está representado por restos microscópicos de peixes (ictiólitos), compostos por microdentes com diferentes morfologias: caninos, incisivos e molares. Os sedimentos segundo análises por DRX são constituídos além de quartzo e caulinita, calcita, aragonita e por fluorapatita. Este último é o principal mineral do material zooarqueológico, enquanto calcita e aragonita refletem os restos de conchas contidos neles, abundantes no sítio. As análises mineralógicas foram confirmadas pelas análises químicas, em que os teores elevados de P₂O₅, CaO e PF (H₂O, CO₂), respondem pela fluorapatita, calcita e aragonita. Modificações químicas representadas pelas variações nos conteúdos de C e P nos microdentes sugerem que estes experimentaram mineralização, num processo inicial de fossilização, pósdeposição. Os dados de isótopos estáveis ¹³C e ¹⁵N permitiram definir a fonte de matéria orgânica do sambaqui do Moa como marinha/salobra, em que a vegetação representava-se, predominantemente, por plantas do tipo C3 de floresta tropical. As razões ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr nos ictiólitos confirmam que o ambiente no entorno do sambaqui tenha sido estuarino. A morfologia dentária permitiu reconhecer cinco famílias até então não registradas para o sítio, como Labridae, Serranidae, Ariidae, Erythrinidae e Characidae, que confirmam o ambiente estuarino. A idade do sambaqui do Moa por datação radiocarbono a partir dos sedimentos mostrou perturbação no estrato 2, ocasionando a inversão das idades entre os estratos o que pode ser justificado por processos de formação e/ou mudanças dos rios que modificaram as configurações geológico-geomorfológicas da área. Outra explicação poderia ser a interferência humana, devido ao grande número de enterramentos (mais de 30), tenha perturbado a ordem dos momentos de ocupação do sambaqui do Moa, além de possíveis processos erosivos. O sambaqui do Moa se instalou, portanto, em uma área de transição marinho-estuarina.

Cerro Porã Batholith: post-orogenic A-type granite from the Amoguijá Magmatic Arc - Rio ApaTerrane - South of the Amazonian Craton

O Batólito Cerro Porã é um corpo de aproximadamente 30 por 4 km de extensão, localizado na região de Porto Murtinho, Mato Grosso do Sul. Situa-se nos domínios do Terreno Rio Apa, porção sul do Cráton Amazônico. Constitui-se pela Fácies sienogranítica rosa e Fácies monzogranítica cinza. A primeira é caracterizada por textura equi a, essencialmente, inequigranular xenomórfica e pela presença constante de intercrescimentos gráfico e granofíric; constitui-se por feldspatos alcalinos, quartzo e plagioclásio, tendo biotita como único máfico primário. A Fácies monzogranítica cinza apresenta textura porfirítica, com uma matriz de granulação fina gráfica a granofírica e consiste de quartzo, plagioclásio, feldspatos alcalinos e agregados máficos (biotita e anfibólio). Ambas foram metamorfizadas na fácies xisto verde e a Fácies sienogranítica rosa mostra-se milonitizada quando em zonas de cisalhamento. Foi identificado um evento deformacional dúctil-rúptil originado em regime compressivo, responsável pela geração de xistosidade e lineação de estiramento mineral. A Zona de Cisalhamento Esperança relaciona-se a esta fase e reflete a história cinemática convergente, reversa a de cavalgamento, com transporte de topo para NWW. Quimicamente, esses litotipos classificam-se como granitoides do tipo A2 da série alcalina potássica saturada em sílica. Determinação geocronológica obtida pelo método U-Pb (SHRIMP) em zircão, forneceu idade de 1749 ±45 Ma para sua cristalização. Do ponto vista geotectônico, admite-se que o Granito Cerro Porã corresponda a um magmatismo associado a um arco vulcânico desenvolvido no Estateriano e que sua colocação se deu no estágio tardi a pós-orogênico.

Batólito Guaporeí: uma extensão do Complexo Granitoide Pensamiento em Mato Grosso, SW do Cráton Amazônico

O Batólito Guaporeí é um corpo de aproximadamente 240 km² alongado segundo a direção NW, localizado na região de Vila Bela da Santíssima Trindade, estado de Mato Grosso. Situa-se nos domínios da Província Rondoniana-San Ignácio, no Terreno Paraguá, na porção meridional do Cráton Amazônico. É formado por monzogranitos e, subordinadamente, granodioritos, quartzo-monzonitos e sienogranitos, caracterizados por granulação grossa e textura, em geral, porfirítica a porfiroclástica. Possui biotita como mineral máfico primário, por vezes, associada a anfibólio, e encontra-se metamorfizado na fácies xisto verde, exibindo estrutura milonítica, em estreitas zonas de cisalhamento. Evidências geoquímicas indicam que essas rochas derivam de um magma cálcio-alcalino de alto potássio a shoshonítico, metaluminoso a levemente peraluminoso evoluído por cristalização fracionada associada à assimilação crustal, possivelmente gerado em ambiente de arco continental. Duas fases de deformação relacionadas à Orogenia San Ignácio, caracterizadas pelo estiramento e alinhamento mineral evidenciadas pelas foliações S₁ e S₂, foram identificadas nestas rochas. Foi obtida pelo método de evaporação de Pb em zircão uma idade de 1.314 ± 3 Ma, interpretada como idade de cristalização do corpo granítico. Dados Sm-Nd em rocha total indicam idade modelo T_DM em torno de 1,7 Ga e valor negativo para _{εNd (t = 1,3)} (-14), corroborando a hipótese de envolvimento crustal na gênese do magma. Os resultados obtidos apontam semelhanças entre essas rochas e aquelas de região adjacente em território boliviano, sugerindo que o Granito Guaporeí representa uma extensão do Complexo Granitoide Pensamiento.

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.

Petrography, magnetic susceptibility and geochemistry of the Rio Branco Granite, Carajás Province, southeast of Pará, Brazil

Petrografia, suscetibilidade magnética e geoquímica do Granito Rio Branco, Província Carajás, sudeste do Pará, Brazil. O Granito Rio Branco é um stock paleoproterozoico intrusivo no biotita-monzogranito arqueano Cruzadão. Ocorre a oeste da cidade de Canaã dos Carajás, nas proximidades da mina de cobre do Sossego na Província Carajás. É constituído por sienogranitos não deformados e isotrópicos, hololeucocráticos, em geral de granulação média. A mineralogia é formada por feldspato alcalino pertítico, quartzo e plagioclásio. A biotita, intensamente cloritizada, é a principal fase máfica, acompanhada por flluorita, allanita, zircão, pirita e calcopirita como minerais acessórios. Albitização e, com menor intensidade greisenização, afetaram o granito, sendo a mineralogia secundária albita, fluorita, topázio, clorita, muscovita, siderofilita e óxidos e/ou hidróxidos de ferro. O Granito Rio Branco apresenta valores sistematicamente baixos de suscetibilidade magnética (SM) variando de 1,3 x 10^-5 a 6,96 x 10^-4 (SI). Geoquimicamente, é metaluminoso a peraluminoso, possui altas razões FeOt/(FeOt + MgO) e mostra afinidades com granitos ferrosos, tipo-A do subtipo A2. Os padrões dos ETR revelam um ligeiro enriquecimento de ETR leves em relação ao ETR pesados e anomalia negativa acentuada de Eu (Eu/Eu* = 0,08 - 0,13), resultando feição em "gaivota", característica de granitos evoluídos. O conjunto de dados obtidos demonstra o caráter evoluído do Granito Rio Branco e sua derivação a partir de líquidos reduzidos e enriquecidos em voláteis, causadores das transformações hidrotermais tardias. O estudo comparativo deste corpo com aqueles das suítes anorogênicas da Província Carajás sugere que o Granito Rio Branco possui maior afinidade com os granitos das suítes Velho Guilherme e, em menor grau, Serra dos Carajás. Por outro lado, é claramente distinto da Suíte Jamon. Embora apresente características similares às dos granitos especializados em estanho, não há mineralizações desta natureza associadas ao corpo.

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.

Petrologia magnética dos granodioritos Água Azul e Água Limpa, porção sul do Domínio Carajás - Pará

Os granodioritos Água Azul (GrdAA) e Água Limpa (GrdAL) afloram no extremo sul do Domínio Carajás como dois corpos alongados segundo o trend regional E-W, anteriormente inseridos no Complexo Xingu. O GrdAL é formado essencialmente por biotita-anfibólio granodioritos e muscovita-biotita granodioritos, além de anfibólio-biotita tonalitos subordinados; no GrdAA, epídoto-anfibólio-biotita granodioritos são dominantes, epídoto-anfibólio-biotita tonalitos e (anfibólio)-epídoto-biotita monzogranitos, subordinados. Essas rochas mostram assinaturas geoquímicas afins dos sanukitoides arqueanos. O estudo de suscetibilidade magnética (SM) mostrou valores relativamente baixos para o GrdAL (média de 17,54 × 10^-4 SIv) e o GrdAA (média de 4,19 × 10^-4 SIv). Os estudos dos minerais opacos mostram que a magnetita e a hematita são as fases comuns e que a ilmenita está ausente nessas rochas. O GrdAL contém titanita associada à magnetita, enquanto o GrdAA contém pirita, calcopirita e goethita. No GrdAL, a magnetita é mais abundante e desenvolvida que no GrdAA, justificando, assim, sua SM mais elevada. A martitização da magnetita e a oxidação dos sulfetos, gerando goethita, ocorreram a baixas temperaturas. A correlação positiva entre os valores de SM e os conteúdos modais de opacos, anfibólio, epídoto + allanita e quartzo + K-feldspato, assim como a correlação negativa de SM com biotita e máficos observadas nessas unidades, denunciam uma tendência no aumento de SM no sentido anfibólio tonalitos/anfibólio granodioritos à biotita granodioritos/biotita monzogranitos. Os dados geoquímicos corroboram esse comportamento, com correlação negativa entre os valores de SM e Fe₂O₃T, FeO e MgO, refletindo para as duas unidades uma tendência de aumento nos valores de SM paralelamente à diferenciação magmática. As afinidades geoquímicas e mineralógicas entre essas rochas e os sanukitoides do Domínio Rio Maria sugerem condições de fugacidade de oxigênio entre os tampões HM e FMQ para os granitoides estudados.