ads:
ads:
Livros Grátis
http://www.livrosgratis.com.br
Milhares de livros grátis para download.
ads:
Aos verdadeiros amores da minha
vida: meus pais, Juraci e Telma,
irmãos e sobrinhos.
AGRADECIMENTOS
Expresso meus sinceros agradecimentos à todas as pessoas que contribuíram para a
finalização desta dissertação.
À Deus, fonte luz e energia espiritual.
À minha família, em especial ao papai e à mamãe, pelo amor, carinho, compreensão e,
principalmente, pelo incentivo à finalização deste trabalho.
Ao Prof. Netuno Villas pela orientação e amizade.
À Universidade Federal do Pará pela infra-estrutura disponível no Instituto de
Geociências.
Ao CNPq pela concessão de bolsa de estudos.
À CVRD pela permissão para estudar o depósito Sossego e pelo apoio fornecido.
Ao geólogo Benevides Aires pelo apoio durante a visita às áreas estudadas.
Ao PRONEX (MCT-FINEP) – “Magmatismo, Evolução Crustal e Metalogênese da
Província Mineral de Carajás e Províncias adjacentes” – pelo apoio financeiro.
Aos professores Márcio Santos (UFPa), Basile Kotschoubey (UFPa) e Lena Monteiro
(UNICAMP), por terem aceitado o convite para integrar o Comitê de julgamento desta
dissertação.
Ao Prof. Marcondes Costa por permitir a utilização da balança digital do Laboratório de
Mineralogia do CG-UFPa.
Ao técnico Marcus Mansueto (Laboratório de Microssonda Eletrônica IG-USP) pelo
apoio durante a seção de microssonda.
Aos amigos e geólogos Rodrigo Melo e Wanderlei Borges pelo companheirismo e pelos
momentos de descontração.
RESUMO
As áreas do Sossego e Serra Dourada estão localizadas ao sul da Serra dos Carajás, na
zona de contato entre as rochas do embasamento (Complexo Xingu; ~2,8 Ga) e do Grupo Grão
Pará (2,76 Ga). Serra Dourada encontra-se a cerca de 15 km a leste do depósito Sossego, na
região de transição entre o bloco Itacaiúnas e os terrenos granito-greenstone de Rio Maria. No
depósito do Sossego foram investigados granitóides, rochas metavulcânicas ácidas e ricas em
biotita, além de rochas máficas, todos com variável grau de deformação e alteração hidrotermal,
enquanto em Serra Dourada foram estudados granitóides, enclaves neles contidos e
metadiabásios, os primeiros representados por tipos inalterados, hidrotermalizados e
milonitizados. No depósito Sossego, prováveis protólitos dos apogranitóides e rochas
metavulcânicas alteradas corresponderiam, respectivamente, a sienogranitos/granodioritos e
andesitos/basaltos porfiríticos, enquanto as rochas máficas alteradas teriam sido derivadas de
microgabros. A preservação da textura porfiroclástica nas rochas ricas em biotita sugere que, pelo
menos em parte, seus protólitos foram os mesmos que originaram as rochas metavulcânicas
ácidas. Os apogranitóides, rochas metavulcânicas e ricas em biotita têm padrões de distribuição
de ETR muito similares, o que é sugestivo de terem sido elas derivadas de um magma granítico
comum, apesar de algumas amostras da rocha rica em biotita apresentarem razões La
N
/Yb
N
mais
elevadas. Com relação ao conteúdo de elementos menos móveis (Nb e Zr), as rochas ricas em
biotita e metavulcânicas ácidas são mais semelhantes. Albitização, escapolitização,
anfibolitização, cloritização, biotitização, epidotização e feldspatização potássica foram os
principais tipos de alteração hidrotermal que afetaram aqueles protólitos, sendo o primeiro mais
comum nos apogranitos e metavulcânicas e o segundo nas rochas ricas em biotita e máficas. Nos
apogranitóides, foram identificadas duas gerações de albita (I e II). A albita I é representada por
cristais com textura em tabuleiro de xadrez, tendo resultado da substituição do feldspato alcalino,
enquanto a albita II ocorre em finas vênulas monominerálicas e constitui uma das fases mais
tardias da alteração hidrotermal. Apenas a albita I ocorre em todas as variedades de granitóide
estudadas. Nas rochas máficas foram identificadas duas gerações de escapolita. A primeira é
representada por agregados de cristais oriundos da substituição do plagioclásio primário e a outra
por finas vênulas sinuosas de escapolita + Mg-hornblenda, as quais marcam, nestas rochas, os
estágios mais tardios da alteração hidrotermal. Nas rochas ricas em biotita foi identificada apenas
a escapolita I. A escapolita dos gabros e das rochas ricas em biotita têm valores da fração molar
meionítica (Me=27-28%) e teores de Cl (3-4%) equivalentes, e muito provavelmente foram
formadas a partir de um mesmo fluido, rico em NaCl, sem marcante influência da composição da
rocha. Esse fluido teria sido também responsável pela produção de albita em todas as amostras
estudadas, que é mais pura nos apogranitóides (Ab=98,5-99,3%) e nas rochas metavulcânicas
ácidas (Ab=99-99,3%). Na área de Serra Dourada, os granitóides são representados por
sienogranitos, granodioritos e tonalitos; os enclaves neles contidos têm composição tonalítica. As
características mineralógicas e a afinidade cálcio-alcalina dessas rochas permitem caracterizá-las
como granitos tipo I e relacioná-las a um ambiente de subducção com influência do regime
tracional. Vários parâmetros geoquímicos indicam cogeneticidade entre estas rochas, estando elas
ligadas por processos de cristalização fracionada em que os sienogranitos são os termos mais
evoluídos. Albitização, escapolitização e, em menor escala, biotitização foram os principais tipos
de alteração hidrotermal que afetaram essas rochas, sendo que a primeira se restringiu aos
sienogranitos e, as duas últimas, aos tonalitos. Os sienogranitos mostram diferentes graus de
alteração sódica, desde aposienogranitos sem albita hidrotermal até albititos com cerca de 75% de
albita hidrotermal. Nessas rochas, observa-se que a albita hidrotermal é mais pura que a
magmática. Cálculos de balanço de massa revelam que, em relação à média dos sienogranitos,
houve, durante a transformação do sienogranito em albititos, independentemente do método
utilizado e dentro dos mais prováveis valores de fator de volume (ƒv = 0,8-1,1), adição de Na
2
O e
Cu, e perda de K
2
O, Ba, Rb, Sr e W. Para as rochas escapolitizadas, os dados petrográficos são
consistentes com uma geração a partir dos tonalitos, que chegam a hospedar veios com até cerca
de 70% de escapolita. A escapolita das variedades moderadamente alteradas é mais rica em Na
(Me=24%) e Cl (4%) quando comparada com a que ocorre na amostra do veio e no granito
milonitizado. Os resultados de balanço de massa revelam, para valores de ƒv entre 0,9 e 1,04, que
durante o processo de escapolitização, houve perda de Al
2
O
3
, MgO, CaO, Sr e Zr e ganhos de
Fe
2
O
3(t)
, Na
2
O, K
2
O, voláteis, Rb, Ba e Cu. Os fluidos responsáveis pela produção de albita e
escapolita eram ricos em Na e Cl e, aparentemente, eles primeiro causaram a albitização dos
sienogranitos e, em seguida, a escapolitização dos tonalitos. A composição da escapolita teve
forte influência da composição do plagioclásio primário, tanto que a escapolita que ocorre no
metadiabásio é mais cálcica do que a variedade presente nos tonalitos. As rochas investigadas em
ambas as áreas amostram teores elevados de Cl (1-2%), estimados com base nas concentrações
determinadas na escapolita, biotita e anfibólio. A estabilidade da escapolita exige fluidos muito
salinos, o que vem sendo confirmado pelos dados obtidos em inclusões fluidas aprisionadas em
minerais do depósito Sossego. A falta de evidência de ebulição e restrições impostas pela partição
do Cl entre magmas graníticos e fase aquosa dele exsolvida, dão suporte à contribuição
metamórfica (disssolução de leitos evaporíticos?) nos fluidos responsáveis pelo metassomatismo
sódico. Ainda não foram obtidos dados de fluidos para as rochas de Serra Dourada, porém o
estudo da alteração hidrotermal, pelo menos em parte, sugere uma situação bastante semelhante à
observada no depósito do Sossego.
Palavras-chave: Rochas granitóides. Alteração hidrotermal. Metassomatismo sódico.
ABSTRACT
The Sossego and Serra Dourada areas are located in the southern part of Carajas ridge, at
the contact zone between the basement rocks (Xingu Complex; ~2.8 Ga) and the Grão Pará
Group (2.76 Ga). Serra Dourada lies 15 km east of the Sossego deposit, at the transition strip that
bounds the Itacaiúnas block and the Rio Maria granite-greenstone terrane. In the Sossego deposit
granitoids, metavolcanic rocks, biotite-rich and mafic rocks were investigated, all of them were
hydrothermalized and/or deformed to a greater or lesser extent. In Serra Dourada granitoids, their
enclaves and mafic rocks were studied, the former being represented by unaltered, altered and
milonitized varieties. The likely protoliths of the apogranitoids and metavolcanic rocks that occur
in Sossego were syenogranites/granodiorites and porphyritic quartzodiorite/diorite, respectively,
while the mafic altered rocks were derived from microgabros. The porphyroclastic texture of the
biotite-rich rocks may be an evidence for their protoliths being, at least in part, the same as those
of the metavolcanic rocks. Apogranitoids, metavolcanic and biotite-rich rocks have similar REE
patterns, suggesting that they might be comagmatic, although some samples of the biotite-rich
rocks show higher La/Yb ratios. Concerning the contents of less mobile elements (Nb and Zr),
the metavolcanic and biotite-rich rocks are much more similar. Albitization, scapolitization,
amphibolitization, chloritization, biotitization, epidotization and potassic feldspatization were the
most important hydrothermal processes that affected those protoliths. Albitization is more
common in the apogranitoids and acid metavolcanic rocks, whereas scapolitization is more
typical of the biotite-rich and mafic rocks. In the apogranitoids two albite generations (I and II)
were identified. The albite I represents crystals with chessboard texture produced by the
replacement of potassium feldspar. Albite II is present in monomineralic veinlets which
correspond to one of the latest stage of hydrothermal activity. Only albite I occurs in all granitoid
varieties. In the mafic rocks two scapolite generations were recognized. One refers to crystals
aggregates that replaced the primary plagioclase and the other to fine sinuous veinlets of
scapolite+Mg-hornblende that, in these rocks, mark the latest stage of the hydrothermal
alteration. In the biotite-rich rocks only scapolite I was identified. The scapolite that occurs in
both the mafic and biotite-rich rocks have similar meionite (Me=27-28%) and Cl (3-4%)
contents, and were most likely formed by a NaCl-rich fluid, with little influence of the rock
composition. This fluid might have also been responsible for the production of albite in all
analyzed samples. This albite is purer in the apogranitoids (Ab=98.5-99.3%) and the
metavolcanic rocks (Ab=99-99.3%) than in the other rocks.
In Serra Dourada area, the granitoids include syenogranites, granodiorite and tonalites as
well as enclaves of tonalitic composition. Their mineralogical characteristics and calc-alkaline
affinity allow them to be classified as I-type granitoids related to subduction with some influence
of extensional regime. Most geochemical data indicate that they are cogenetic and have been
produced by fractional crystallization. Albitization, scapolitization and minor biotitization were
the most important types of alteration that affected those rocks, the first being restricted to the
syenogranites, while the other two types are recorded only in the tonalites. The syenogranites
present different degrees of alteration ranging from aposyenogranite without hydrothermal albite
to albitite with ~75% of hydrothermal albite. In all granitoids, the hydrothermal albite is purer
than the magmatic albite. Mass-balance calculations shows that, in relation to the average
composition of syenogranites and for volume factors of 0.8-1.1, the albitites gained Na
2
O and Cu,
and lost K
2
O, Ba, Rb, Sr and W. The scapolitized rocks resulted from the alteration of tonalites
and are mainly characterized by scapolite-rich (up to ~70%) veins/veinlets that cross-cut the
rocks. In the moderately altered varieties, the scapolite composition is richer in Na (Me=24%)
and Cl (4%) in comparison to that present in veins and in the mylonitized granitoids. Mass-
balance calculations indicate that the formation of the scapolitized rocks was accompanied by
losses of Al
2
O
3
, MgO, CaO, Sr and Zr and gains of Fe
2
O
3(t)
, Na
2
O, K
2
O, volatiles, Rb, Ba and
Cu. The fluids that caused albitization and scapolitization of the rocks were Na and Cl-rich and,
apparently, the albitization of the syenogranites preceded the scapolitization of the tonalites. The
scapolite composition seems to have been strongly controlled by the composition of primary
plagioclase, as evidenced by its more calcic character in the mafic rocks than in the apotonalites.
Estimates of Cl content (1-2%) of rocks from both areas were based on its concentrations
in modal scapolite, biotite and amphiboles. The stability of scapolite requires high salinity fluids
as those that have been reported in the Sossego deposit. No fluid inclusion data concerning the
Na-rich fluids responsible for albitization and scapolitization in the Serra Dourada area are yet
available, although the evidences, notably the abundance of scapolite, suggest an evaporitic or
similar source.
Keywords: Granitoid rocks. Hydrothermal alteration. Sodic metasomatism.
LISTA DE ILUSTRAÇÕES
Figura 1.1: Mapa de localização do depósito Sossego e de Serra Dourada...............................................
24
Figura 1.2: Mapa de amostragem da região de Serra Dourada..................................................................
25
Figura 2: Mapa geológico do bloco norte da Província Mineral de Carajás..............................................
29
Figura 3.1: Mapa geológico do depósito Sossego......................................................................................
39
Figura 3.2: Seção geológica simplificada do depósito Sossego, corpos Sossego e Sequeirinho...............
40
Figura 3.3: Mapa geológico de Serra Dourada. .........................................................................................
41
Figura 4: Foto de testemunho de sondagem referente a granito albitizado cortado por finas vênulas de
epidoto.........................................................................................................................................................
46
Figura 4.1: Fotomicrografias de lâminas delgadas de granitóides: a) cristal de quartzo primário
recristalizado nas bordas e atravessado por cordão de quartzo microcristalino; b) plagioclásio primário
substituído por quartzo hidrotermal com geração de textura em treliça; e c) quartzo em vênula
monominerálica...........................................................................................................................................
47
Figura 4.2: Fotomicrografias de lâminas delgadas de granitóides: a) albita (Ab) com textura em
tabuleiro de xadrez; b) vênulas de albita II cortando cristais de anfibólio (Anf); e c) albita em vênula
substituída por actinolita/Mg-hornblenda (Act/Mg-horn)...........................................................................
47
Figura 4.3: Fotomicrografias de lâminas delgadas de rochas metavulcânicas ácidas: a) textura
porfirítica com fenocristais de plagioclásio (Pl) em parte preservados; b) matriz fortemente orientada,
que corrói as bordas de fenocristal de quartzo (Qz); c) albita com textura em tabuleiro de xadrez (Ab)
associada à actinolita (Act); e d) vênulas perpendiculares de microclina/ortoclásio (Mc/Or)....................
51
Figura 4.4: Rocha rica em biotita: a) foto de testemunho de sondagem em que está ressaltada a forte
estruturação da rocha produzida por cisalhamento (Corpo Pista); b) fotomicrografia do
microbandamento caracterizado pela alternância de bandas claras (quartzo + escapolita) e escuras
(biotita + anfibólio + turmalina); c) fotomicrografia da textura porfiroblástica com grão de quartzo
(Qtz) recristalizado e estirado paralelamente aos planos de foliação da rocha; d) fotomicrografia de
microagregados de escapolita (Esc) e plagioclásio (Pl) desenvolvidos na matriz da rocha; e) imagem de
elétrons retroespalhados de cristais de plagioclásio (1) e escapolita (2) presentes na matriz da figura
anterior; f) fotomicrografia de agregado policristalino de quartzo hidrotermal em meio à matriz da
rocha; g) fotomicrografia de cristais fraturados de escapolita (Esc) presentes nas bandas félsicas; h)
idem nas bandas ricas em biotita (Bt); i) fotomicrografia de vênula de turmalina (Tm) cortando a
foliação da rocha; j) fotomicrografia de cristal de albita I fortemente escapolitizado; e k) imagem de
elétrons retroespalhados de vênulas de albita II (2 e 3) cortando cristais de turmalina (1).........................
54
Figura 4.5: Rochas gabróicas: a) foto de testemunho de gabro com cristais bem desenvolvidos de
escapolita (marcas arredondadas); b) fotomicrografia de textura ofítica preservada, a despeito da
substituição da fase máfica primária por anfibólio (Lab = labradorita; Anf = anfibólio); c)
fotomicrografia de cristal de andesina (And) parcialmente substituído por quartzo; d) fotomicrografia
de vênula de albita I (Ab) cortando cristal de escapolita I (Esc) parcialmente epidotizado (Ep); e)
fotomicrografia de agregados de cristais de escapolita I (Esc) da primeira geração; e f) imagem de
elétrons retro-espalhados de escapolita II presente em microvênula (1 = escapolita; 2, 3 e 4 =
anfibólio)......................................................................................................................................................
58
Figura 5: Relações entre as diferentes fases de mineralização e os tipos de alteração
hidrotermal...................................................................................................................................................
61
Figura 6.1: Composição química dos feldspatos dos granitos, rochas metavulcânicas ácidas, ricas em
biotita e gabro do depósito Sossego. a) diagrama Or-Ab-An de classificação de feldspatos; b) diagrama
binário CaO vs. Na
2
O...................................................................................................................................
62
Figura 6.2: Variação composicional da escapolita das rochas ricas em biotita e gabro do depósito
Sossego. a) diagrama Me [100 x Ca/(Ca + Na + K)] vs. Cl (nº de átomos na fórmula unitária); b)
diagrama Me [100 x Ca/(Ca + Na + K)] vs. Cl (% em peso); c) diagrama Na
2
O vs. CaO e d) diagrama
Cl vs. Na
2
O..................................................................................................................................................
64
Figura 6.3: Variação composicional da biotita presente nos granitos e rochas ricas em biotita do
depósito do Sossego, de acordo com os diagramas: a) Al
VI
vs. Fe/(Fe+Mg); b) Al
total
vs. Fe/(Fe+Mg); c)
X
Fe
vs. Ti; e d) X
Fe
vs. F/Cl..........................................................................................................................
66
Figura 6.4: Variação composicional da clorita dos granitos e rochas ricas em biotita do depósito do
Sossego, de acordo com os diagramas: a) Al
IV
vs. Fe/(Fe+Mg) com classificação baseada em Bailey
(1988); e b) Fe/(Fe+Mg) vs. Si (nº de átomos por fórmula
unitária)........................................................................................................................................................
66
Figura 6.5: Variação composicional dos anfibólios presentes nos granitos, rochas metavulcânicas
ácidas, ricas em biotita e gabro do depósito do Sossego. a) diagrama discriminante dos quatro grandes
grupos químicos dos anfibólios; b) e c) diagramas de classificação dos anfibólios cálcicos......................
67
Figura 6.6: Diagrama Na/(Na+Ca) vs. Fe/(Fe+Mg), que classifica a turmalina das rochas ricas em
biotita do depósito Sossego como dravita...................................................................................................
68
Figura 6.6.1: Diagrama ternário Ca-Fe-Mg para turmalina, no qual a composição da turmalina das
rochas ricas em biotita do depósito Sossego é indicativa de formação em ambiência metassedimentar....
69
Figura 6.6.2: Diagrama ternário Al-Fe-Mg para turmalina, no qual a composição da turmalina das
rochas ricas em biotita do depósito Sossego é indicativa de formação em ambiência metassedimentar....
69
Figura 7.1: Diagramas de variação composicional das rochas granitóides do depósito Sossego: a)
Na
2
O vs. CaO; b) Na
2
O vs. K
2
O; c) Na
2
O vs. Fe
2
O
3
; d) Na
2
O vs. FeO; e) Na
2
O vs. MgO; f) Na
2
O vs.
SiO
2
; g) CaO vs. Sr; e h) CaO vs. Rb...........................................................................................................
73
Figura 7.2: Diagramas de variação composicional das rochas metavulcânicas ácidas do depósito
Sossego: a) SiO
2
vs. Na
2
O; b) Fe
2
O
3
vs. Na
2
O; c) MgO vs. Na
2
O; d) CaO vs. Na
2
O; e e) K
2
O vs. Na
2
O..
75
Figura 7.3: Diagramas de variação composicional das rochas ricas em biotita do depósito Sossego: a)
SiO
2
vs. Na
2
O; b) Fe
2
O
3
vs.
Na
2
O; c) MgO vs. Na
2
O; d) CaO vs. Na
2
O; e e) K
2
O vs. Na
2
O......................
76
Figura 7.4: Diagramas de variação composicional dos gabros do depósito Sossego: a) SiO
2
vs. Na
2
O ;
b) Fe
2
O
3
vs. Na
2
O; c) MgO vs. Na
2
O; d) CaO vs. Na
2
O; e e) K
2
O vs. Na
2
O...............................................
77
Figura 7.5: Padrão de distribuição dos elementos terras raras de rochas do depósito do Sossego: a)
granitos; b) metavulcânicas ácidas; c) rochas ricas em biotita e d) gabros. Notar o forte fracionamento
dos ETRL em relação aos ETRP nos granitóides, rochas metavulcânicas ácidas e rochas ricas em
biotita, e o padrão subhorizontalizado dos gabros.......................................................................................
78
Figuras 8.1: Sienogranitos: a) foto de amostra de mão de sienogranito; b e c) fotos de afloramento de
sienogranito (as manchas escuras e esparsas são de gotas de chuva) cortado por diques de composição
quartzo-feldspática; e d) fotomicrografia (nicóis X) da textura e dos principais minerais constituintes
dos sienogranitos (Ab = albita, Qtz = quartzo, Fk = feldspato potássico)...................................................
Figura 8.2: Granodioritos: a) foto de amostra de mão de granodiorito com enclave (Enc); b) foto de
afloramento de granodiorito com cristais centimétricos de feldspato alcalino (Fk); c) fotomicrografia
(nicóis X) da textura alotriomórfica dos granodioritos com destaque na parte central para
intercrescimento mirmequítico (Fk = feldspato alcalino, Pl = plagioclásio, Qtz = quartzo); e d) cristal
de oligoclásio (Ol) com maclas levemente encurvadas (Anf = anfibólio)..................................................
80
82
Figura 8.3: Fotos de afloramentos de granodiorito: a, b, c, d, g) enclaves de formas e tamanhos
variados; e) linhas de fluxo; f) enclaves de forma irregular; h) fotomicrografia de cristal de anfibólio
com zoneamento (Mg-horn: Mg-hornblenda e Hast/Fe-parg: hastingsita/ferropargasita)..........................
84
Figura 8.4: Tonalitos em pedreira desativada: a) foto de amostra de mão representativa do tonalito; b)
foto da parede vertical da pedreira em que corpos de tonalito (cinza) estão em contato com sienogranito
albitizado (rosa); c) foto de bloco de tonalito; e d) foto de bloco de tonalito cortado por dique de
composição quartzo-feldspática...................................................................................................................
87
Figura 8.5: a) Diagrama QAP (Streckeisen 1976) mostrando que os granitóides de Serra Dourada
compreendem sienogranitos, granodioritos e tonalitos e que os enclaves têm composição tonalítica; e
b) diagrama modal Q-(A+P)-M mostrando que os minerais máficos perfazem 10 a 20% da composição
mineralógica dos granodioritos e 35 a 50% da dos tonalitos.......................................................................
88
Figura 8.6: Rochas escapolitizadas: a) foto de amostra de rocha fracamente escapolitizada; b, c) foto
de afloramento de tonalito cortado por vênulas de escapolita; e d) foto de afloramento de veio de
escapolita >> quartzo...................................................................................................................................
91
Figura 8.7: Granitóides escapolitizados: a) fotomicrografia de vênula de substituição composta por
escapolita (Esc) + albita (Ab) + apatita (Ap); b) fotomicrografia de “bolsão” de escapolita (Esc); c) foto
de aforamento de granitóide escapolitizado com escapolita de aspecto fibroso preenchendo fratura; e d)
fotomicrografia de vênula de biotita (Bt) + albita + apatita........................................................................
92
Figura 8.8: Granitóides albitizados: a) foto de amostra de albitito do veio; b) foto de afloramento de
albitito (veio), c) fotomicrografia de cristais de albita com textura em tabuleiro de xadrez (nicóis X); e
d) fotomicrografia de cristal de feldspato potássico albitizado também com típica textura em tabuleiro
de xadrez......................................................................................................................................................
94
Figura 8.9: Metadiabásio: a) foto de amostra de metadiabásio com destaque para agregados de cristais
de escapolita (porção esbranquiçada); b) imagem de elétrons retroespalhados de cristais de anfibólio
[hastingsita (1) e actinolita (2)] e escapolita (3); e c) fotomicrografia de agregados de finos cristais de
escapolita (1) em meio a massa de anfibólio (2).........................................................................................
95
Figura 8.10: Granito milonitizado: a) foto de amostra de granito milonitizado cortada
perpendicularmente aos planos de foliação; b) fotomicrografia de cristal de escapolita em vênula
discordante à foliação da rocha (nicóis X); e c) fotomicrografia de plagioclásio, parcialmente
escapolitizado, em vênula............................................................................................................................
98
Figura 9.1: Composição química dos feldspatos das rochas granitóides, albitizadas, escapolitizadas,
metadiabásio e granito milonitizado de Serra Dourada: a) diagrama Or-Ab-An de classificação de
feldspatos; e b) diagrama CaO vs. Na
2
O que mostra a variação composicional da albita nas várias
rochas estudadas, seja ela magmática ou hidrotermal.................................................................................
100
Figura 9.2: Variação composicional da escapolita dos granitóides escapolitizados, metadiabásio e
granito milonitizado de Serra Dourada: a) diagrama Cl (f.u.a) vs Me (%); b) diagrama Cl (% em peso)
vs Me (%); c) diagrama Ca (f.u.a) vs Cl (f.u.a); e d) diagrama Na (f.u.a) vs Cl (f.u.a). Me =
100*Ca/(Ca+Na+K).....................................................................................................................................
102
Figura 9.3: Variação composicional da biotita dos granitóides escapolitizados, tonalito (enclave) e
granito milonitizado de Serra Dourada: a) diagrama Al
VI
vs. Fe/(Fe+Mg), baseado em Guidotti (1984);
b) Al
total
vs. Fe/(Fe+Mg); c) Ti vs. Fe/(Fe+Mg); e d) F/Cl vs. Fe/(Fe+Mg).................................................
103
Figura 9.4: Composição química da clorita dos granitóides escapolitizados de Serra Dourada: a)
diagrama Al
IV
vs. Fe/(Fe+Mg); e b) diagrama Fe/(Fe+Mg) vs. Si..............................................................
104
Figura 9.5: Variação composicional dos anfibólios presentes nos tonalitos, enclaves e metadiabásio da
região de Serra Dourada: a) diagrama discriminante dos quatro grandes grupos químicos dos
anfibólios; b) e c) diagramas de classificação dos anfibólios cálcicos para (Na+K)
A
< 0,5 e (Na+K)
A
≥
0,5................................................................................................................................................................
105
Figura 10.1: Diagramas de Harker: a) TiO
2
vs. SiO
2
; b) Al
2
O
3
vs. SiO
2
; c) Fe
2
O
3(t)
vs. SiO
2
; d) MgO vs.
SiO
2
; e) CaO vs. SiO
2
; f) Na
2
O vs. SiO
2
; g) K
2
O vs. SiO
2
; e h) P
2
O
5
vs. SiO
2
............................................
108
Figura 10.2: Caracterização geoquímica dos granitóides de Serra Dourada: a) diagrama
FeO
t
/(FeO
t
+MgO) vs. SiO
2
(% e peso); b) diagrama FeO
t
+MgO+TiO
2
vs. SiO
2
(% e peso); e c)
diagrama A/NK vs. A/CNK (Shand 1951) A/NK-A/CNK que mostra serem metaluminosos a
levemente peraluminosos os granitóides da região de Serra Dourada e que os enclaves são
metaluminosos.............................................................................................................................................
109
Figura 10.3: Caracterização geoquímica dos granitóides de Serra Dourada: a) diagrama AFM no qual
as amostras caem no campo das rochas cálcio-alcalinas; b) diagrama K
2
O vs. SiO
2
ratificando serem os
granitóides cálcio-alcalinos, mas de médio a alto potássio; e c) diagrama Na
2
O+K
2
O vs. SiO
2
mostrando que os granitóides são subalcalinos...........................................................................................
110
Figura 10.4: Diagramas normativos CIPW em que estão apresentadas amostras de granitóides de Serra
Dourada: a) diagrama ternário Qz-Ab-Or; e b) diagrama ternário An-Ab-Or (campos definidos por
O’Connor 1965)...........................................................................................................................................
111
Figura 10.5: Diagramas de variação de elementos traços selecionados (ppm) em relação à sílica (% em
peso). a) Rb vs. SiO
2
; b) Sr vs. SiO
2
; c) Ba vs. SiO
2
; d) Zr vs. SiO
2
; e) Th vs. SiO
2
; e f) W vs. SiO
2
.........
112
Figura 10.6: a) Diagrama Rb/Sr vs. CaO no qual fica evidente a diminuição da razão Rb/Sr com o
aumento do teor de cálcio; e b) diagrama Rb/Ba vs. CaO no qual a distribuição das amostras é
caótica..........................................................................................................................................................
113
Figura 10.7: Padrão de distribuição dos elementos terras para as rochas granitóides e enclaves da
região de Serra de Dourada. Normalização pelo condrito C1: a) sienogranitos; b) granodioritos; e c)
tonalitos........................................................................................................................................................
113
Figura 10.8: Diagrama discriminante Rb vs. (Y+Nb) para os granitóides de Serra Dourada. Obs.: Os
teores dos elementos traços estão em ppm..................................................................................................
114
Figura 10.8.1: Diagramas discriminantes: a) FeO
t
/MgO vs. 10000*Ga/Al; b) K
2
O+Na
2
O vs.
10000*Ga/Al; c) (K
2
O+Na
2
O)/CaO vs. 10000*Ga/Al; d) K
2
O/MgO vs. 10000*Ga/Al; e) Zr vs.
10000*Ga/Al; e f) Nb vs. 10000*Ga/Al......................................................................................................
115
Figura 10.9: Diagramas de variação composicional (% em peso) do tonalito e granitóides
escapolitizados da região de Serra Dourada: a) Al
2
O
3
vs. SiO
2
; b) Fe
2
O
3(t)
vs. SiO
2
; c) MgO vs. SiO
2
; d)
CaO vs. SiO
2
; e) Na
2
O vs. SiO
2
; f) K
2
O vs. SiO
2
.........................................................................................
117
Figura 10.9.1: Diagramas de variação composicional (ppm, à exceção do SiO
2
) do tonalito e
granitóides escapolitizados da região de Serra Dourada: a) Rb vs. SiO
2
; b) Sr vs. SiO
2
; c) Ba vs. SiO
2
;
d) Y vs. SiO
2
; e) Ga vs. SiO
2
; f) Ni vs. SiO
2
; g) Co vs. SiO
2
; h) Cu vs. SiO
2
..............................................
118
Figura 10.9.2: Padrão de distribuição dos elementos terras do tonalito (a) e granitóides escapolitizados
e veio rico em escapolita (b) da região de Serra Dourada. Normalização pelo condrito C1.......................
119
Figura 10.10: Variação composicional (% em peso) do sienogranito (média) e granitóides albitizados
da região de Serra Dourada: a) SiO
2
vs. Na
2
O; b) Al
2
O
3
vs. Na
2
O; c) Fe
2
O
3(t)
vs. Na
2
O; d) MgO vs.
Na
2
O; e) CaO vs. Na
2
O; e f) K
2
O vs. Na
2
O.................................................................................................
121
Figura 10.10.1: Variação composicional do sienogranito (composição média) e granitóides albitizados
de Serra Dourada: a) Rb vs. Na
2
O; b) Sr vs. Na
2
O; c) Ba vs. Na
2
O; d) Zr vs. Na
2
O; e) Nb vs. Na
2
O; f) Y
vs. Na
2
O; g) Ta vs. Na
2
O; h) Ga vs. Na
2
O; i) Th vs. Na
2
O; j) U vs. Na
2
O; k) W vs. Na
2
O; l) Ni vs.
Na
2
O; m) Co vs. Na
2
O; e n) Cu vs. Na
2
O. Obs.: A concentração de todos os elementos traços está em
ppm e do Na
2
O em % em peso....................................................................................................................
123
Figura 10.10.2: Padrão de distribuição dos elementos terras raras: a) média dos sienogranitos; e b)
granitóides albitizados da região de Serra Dourada. Normalização pelo condrito C1................................
124
Figura 10.11: Padrão de distr..ibuição dos elementos terras raras do metadiabásio (FD-16) e granito
milonitizado (FD-25)...................................................................................................................................
125
Figura 11.1: Perdas e ganhos dos componentes maiores dos granitóides escapolitizados em relação ao
tonalito (amostra FD-01E representada pelo patamar igual a zero)............................................................
127
Figura 11.2: Perdas e ganhos dos componentes maiores dos granitóides albitizados e albitito em
relação à composição média dos sienogranitos (representada pelo patamar igual a zero)..........................
128
Figura 11.3: a) Diagrama das perdas e ganhos dos óxidos e P.F. em função do fator de volume (fv)
(método de Gresens) para o par de amostras FD-01E – FD-14. Os pontos onde as retas cortam a
ordenada Xn = 0 indicam o valor de fv para o qual o componente teria sido considerado imóvel no
processo de escapolitização; b) Balanço geoquímico de massa (perdas ou ganhos) para os elementos
maiores e P.F. em g/100g do tonalito; e c) Balanço geoquímico de massa (perdas ou ganhos) para os
elementos traços em g/100g do tonalito......................................................................................................
130
Figura 11.4: a) Diagrama composição volume (método de Gresens) para o par de amostras FD-01E –
FD-18A, apresentando as perdas e ganhos dos componentes maiores em função da variação do fator de
volume (fv). Os pontos onde as retas cortam a ordenada Xn = 0 indicam o valor de fv para o qual o
componente é considerado imóvel no processo de escapolitização; b) Balanço geoquímico de massa
(perdas ou ganhos) para os elementos maiores e P.F. em g/100g do tonalito; e c) Balanço geoquímico
de massa (perdas ou ganhos) para os elementos traços em g/100g do tonalito...........................................
132
Figura 11.5: a)
Diagrama das perdas e ganhos dos componentes maiores em função do fator de
volume (fv) (método de Gresens) para o par de amostras média dos sienogranitos – FD-01D. Os pontos
onde as retas cortam a ordenada Xn = 0 indicam o valor de fv para o qual o componente teria sido
imóvel no processo de albitização; b) Balanço geoquímico de massa (perdas ou ganhos) para os
elementos maiores e P.F. em g/100g do sienogranito; e c) Balanço geoquímico de massa (perdas ou
ganhos) para os elementos traços em g/100g do sienogranito.....................................................................
135
Figura 11.6: a) Diagrama das perdas e ganhos dos componentes maiores em função do fator de
volume (fv) (método de Gresens) para o par de amostras média dos sienogranitos – FD-36. Os pontos
onde as retas cortam a ordenada Xn = 0 indicam o valor de fv para o qual o componente teria sido
imóvel no processo de albitização; b) Balanço geoquímico de massa (perdas ou ganhos) para os
elementos maiores e P.F. em g/100g do sienogranito; e c) Balanço geoquímico de massa (perdas ou
ganhos) para os elementos traços em g/100g do sienogranito.....................................................................
137
SUMÁRIO
1
INTRODUÇÃO
19
1.1 APRESENTAÇÃO DO PROBLEMA 20
1.2 OBJETIVOS 21
1.3 MÉTODOS E TÉCNICAS 21
1.3.1
Levantamento bibliográfico
21
1.3.2
Campanha de campo
22
1.3.3
Petrografia e microscopia eletrônica de varredura
22
1.3.4
Análises químicas
23
1.3.4.1 Balanço geoquímico de massas 23
1.3.5
Microssonda eletrônica
26
2
GEOLOGIA REGIONAL
27
3
DEPÓSITOS Cu-Au DA PROVÍNCIA MINERAL DE CARAJÁS
30
3.1 SERRA VERDE 30
3.2 IGARAPÉ SALOBO 31
3.3 IGARAPÉ BAHIA 31
3.4 SOSSEGO 32
3.5 CRISTALINO 33
3.6 ALVO 118 33
3.7 ALVO ESTRELA 34
3.8 ÁGUAS CLARAS 34
3.9 IGARAPÉ POJUCA 35
3.10 BREVES 35
3.11 GAMELEIRA 36
4
CONTEXTO GEOLÓGICO DAS ÁREAS DE ESTUDO
37
5
CONSIDERAÇÕES GERAIS SOBRE METASSOMATISMO SÓDICO
42
6
DEPÓSITO SOSSEGO
44
6.1 PETROGRAFIA 44
6.1.1
Granitos
44
6.1.2
Rochas metavulcânicas ácidas
48
6.1.3
Rochas ricas em biotita
51
6.1.4
Gabros
56
6.2 RELAÇÕES ENTRE DEFORMAÇÃO, ALTERAÇÃO HIDROTERMAL E
MINERALIZAÇÃO
59
6.3 QUÍMICA MINERAL 61
6.3.1
Feldspatos
61
6.3.2
Escapolita
63
6.3.3
Biotita
64
6.3.4
Clorita
65
6.3.5
Anfibólios
67
6.3.6
Turmalina
68
6.4 GEOQUÍMICA DAS ROCHAS 70
6.4.1
Granitóides
70
6.4.2
Rochas metavulcânicas ácidas
70
6.4.3
Rochas ricas em biotita
71
6.4.4
Gabro
71
7
SERRA DOURADA
79
7.1 PETROGRAFIA 79
7.1.1
Rochas granitóides
79
7.1.2
Granitóides escapolitizados
89
7.1.3
Granitóides albitizados
92
7.1.4
Metadiabásio
94
7.1.5
Granito milonitizado com estrutura xistosa
96
7.2 QUÍMICA MINERAL 98
7.2.1
Feldspatos
99
7.2.2
Escapolita
101
7.2.3
Micas
102
7.2.4
Clorita
104
7.2.5
Anfibólio
104
7.3 GEOQUÍMICA 106
7.3.1
Rochas granitóides
106
7.3.1.1 Discriminação do ambiente tectônico 114
7.3.2
Granitóides escapolitizados
116
7.3.3
Granitóides albitizados
120
7.3.4
Metadiabásio
124
7.3.5
Granito milonitizado com estrutura xistosa
124
7.4 DENSIDADES 125
7.5 PERDAS E GANHOS DE COMPONENTES 125
7.5.1
Método isovolumétrico
126
7.5.2
Método de Gresens
129
7.5.3
Relações entre os métodos Isovolumétrico e de Gresens
139
8
INTERPRETAÇÃO DOS RESULTADOS
139
8.1 ÁREA DO SOSSEGO 139
8.1.1
Possíveis protólitos das rochas alteradas
139
8.1.2
Seriam os granitos e metavulcânicas ácidas co-magmáticos?
139
8.1.3
Principais tipos de alteração hidrotermal
140
8.1.4
Química mineral e implicações quanto à natureza dos fluidos
142
8.1.5
A origem dos fluidos responsáveis pelo metassomatismo sódico
144
8.2 ÁREA DE SERRA DOURADA 145
8.2.1
Fase pré-alteração
145
8.2.2
Alteração hidrotermal
145
8.2.3
Química mineral e implicações quanto à natureza dos fluidos
146
8.2.4
Balanço geoquímico de massa
147
9
CONCLUSÕES
148
9.1 ÁREA DO SOSSEGO 148
9.2 ÁREA DE SERRA DOURADA 149
9.3 RELAÇÕES ENTRE AS ÁREAS DO SOSSEGO E SERRA DOURADA 150
REFERÊNCIAS
152
ANEXOS
167
ANEXO 1 - ANÁLISES DOS FELDSPATOS DOS GRANITOS, ROCHAS
METAVULCÂNICAS ÁCIDAS, RICAS EM BIOTITA (BIX) E GABRO DO
DEPÓSITO SOSSEGO........................................................................................................
168
ANEXO 2 - ANÁLISES DA ESCAPOLITA DAS ROCHAS RICAS EM BIOTITA E
GABRO DO DEPÓSITO SOSSEGO..................................................................................
169
ANEXO 3 - ANÁLISES DA BIOTITA DO GRANITO E ROCHAS RICAS EM
BIOTITA DO DEPÓSITO SOSSEGO...............................................................................
170
ANEXO 4 - ANÁLISES E CÁLCULOS DO GEOTERMÔMETRO
(CATHELINEAU 1988) DA CLORITA DOS GRANITOS E ROCHAS RICAS EM
BIOTITA DO DEPÓSITO SOSSEGO...............................................................................
171
ANEXO 5 - ANÁLISES DOS ANFIBÓLIOS DOS GRANITOS,
METAVULCÂNICAS ÁCIDAS (MVA), ROCHAS RICAS EM BIOTITA E
GABRO DO DEPÓSITO SOSSEGO.................................................................................
172
ANEXO 6 - ANÁLISES DA TURMALINA DAS ROCHAS RICAS EM BIOTITA
DO DEPÓSITO SOSSEGO................................................................................................
173
ANEXO 7 - COMPOSIÇÕES QUÍMICAS DAS ROCHAS GRANITÓIDES DO
DEPÓSITO SOSSEGO........................................................................................................
174
ANEXO 8 - COMPOSIÇÕES QUÍMICAS DAS ROCHAS METAVULCÂNICAS
ÁCIDAS DO DEPÓSITO SOSSEGO.................................................................................
175
ANEXO 9 - COMPOSIÇÕES QUÍMICAS DAS ROCHAS RICAS EM BIOTITA
DO DEPÓSITO SOSSEGO.................................................................................................
176
ANEXO 10 - COMPOSIÇÕES QUÍMICAS DO GABRO DO DEPÓSITO
SOSSEGO..............................................................................................................................
177
ANEXO 11 - COMPOSIÇÃO MODAL (% VOL.) DAS ROCHAS GRANITÓIDES
DE SERRA DOURADA......................................................................................................
178
ANEXO 12 - COMPOSIÇÃO MODAL (% VOL.) DOS GRANITÓIDES
ESCAPOLITIZADOS DE SERRA DOURADA...............................................................
178
ANEXO 13 - COMPOSIÇÃO MODAL (% VOL.) DOS GRANITÓIDES
ALBITIZADOS DE SERRA DOURADA..........................................................................
178
ANEXO 14 - ANÁLISES DOS FELDSPATOS DOS GRANITÓIDES
INALTERADOS, ALBITIZADO E ESCAPOLITIZADO DE SERRA
DOURADA...........................................................................................................................
179
ANEXO 15 - ANÁLISES DOS FELDSPATOS DO METADIABÁSIO E GRANITO
MILONITIZADO DE SERRA DOURADA......................................................................
180
ANEXO 16 - ANÁLISES DA ESCAPOLITA DOS GRANITÓIDES
ESCAPOLITIZADOS, METADIABÁSIO E GRANITO MILONITIZADO DE
SERRA DOURADA.............................................................................................................
181
ANEXO 17 - ANÁLISES DAS MICAS DO TONALITO (ENCLAVE),
GRANITÓIDE ESCAPOLITIZADO E GRANITO MILONITIZADO DE SERRA
DOURADA............................................................................................................................
182
ANEXO 18 - ANÁLISE E CÁLCULO DO GEOTERMÔMETRO (CATHELINEAU
1988) DA CLORITA DO GRANITÓIDE ESCAPOLITIZADO DE SERRA
DOURADA............................................................................................................................
183
ANEXO 19 - ANÁLISES DOS ANFIBÓLIOS DOS TONALITOS E
METADIABÁSIO DE SERRA DOURADA......................................................................
184
ANEXO 20 - COMPOSIÇÕES QUÍMICAS DOS GRANITÓIDES INALTERADOS
DE SERRA DOURADA......................................................................................................
185
ANEXO 21 - COMPOSIÇÕES QUÍMICAS DOS GRANITÓIDES
ESCAPOLITIZADOS E AMOSTRA DO VEIO DE SERRA
DOURADA............................................................................................................................
186
ANEXO 22 - COMPOSIÇÕES QUÍMICAS DA MÉDIA DOS SIENOGRANITOS
(FD-10, FD-28, FD-30 E FD-32) E DOS GRANITÓIDES ALBITIZADOS DE
SERRA DOURADA............................................................................................................
187
ANEXO 23 - COMPOSIÇÕES QUÍMICAS DO METADIABÁSIO E GRANITO
MILONITIZADO DE SERRA DOURADA......................................................................
188
ANEXO 24 - DENSIDADES DOS GRANITÓIDES ESCAPOLITIZADOS E DA
AMOSTRA DE REFERÊNCIA (TONALITO, FD-01E) DE SERRA
DOURADA............................................................................................................................
189
ANEXO 25 - DENSIDADE MÉDIA DOS SIENOGRANITOS E DENSIDADES DOS
GRANITÓIDES ALBITIZADOS (FD-40C E FD-01D) E ALBITITOS (FD-36, FD-
40B E FD-40D) DE SERRA DOURADA..........................................................................
189
ANEXO 26 - PERDAS E GANHOS EM G/CM
3
OBTIDOS ATRAVÉS DE
ANÁLISES QUÍMICAS (ANEXOS 20 E 21) E DENSIDADES (ANEXO 24) PARA
OS GRANITÓIDES ESCAPOLITIZADOS E TONALITO DE SERRA
DOURADA..........................................................................................................................
190
ANEXO 27 - PERDAS E GANHOS EM G/CM
3
OBTIDOS ATRAVÉS DE
ANÁLISES QUÍMICAS (ANEXOS 20 E 22) E DENSIDADES (ANEXO 25) PARA
OS GRANITÓIDES ALBITIZADOS E MÉDIA DOS SIENOGRANITOS DE
SERRA DOURADA............................................................................................................
190
ANEXO 28 - PERDAS E GANHOS DOS ELEMENTOS MAIORES, P.F. E TRAÇO
(EM G/100G), CALCULADOS A PARTIR DA EQUAÇÃO DE GRESENS (1967). O
BALANÇO GEOQUÍMICO FOI REALIZADO ENTRE O TONALITO (FD-01E) E
O TONALITO ESCAPOLITIZADO E BIOTITIZADO (FD-14) DE SERRA
DOURADA...........................................................................................................................
191
ANEXO 29 - PERDAS E GANHOS DOS ELEMENTOS MAIORES, P.F. E TRAÇO
(EM G/100G), CALCULADOS A PARTIR DA EQUAÇÃO DE GRESENS (1967). O
BALANÇO GEOQUÍMICO FOI REALIZADO ENTRE O TONALITO (FD-01E) E
TONALITO ESCAPOLITIZADO ± BIOTITIZADO (FD-18A) DE SERRA
DOURADA...........................................................................................................................
192
ANEXO 30 - PERDAS E GANHOS DOS ELEMENTOS MAIORES, P.F. E TRAÇO
(EM G/100G), CALCULADOS A PARTIR DA EQUAÇÃO DE GRESENS (1967). O
BALANÇO GEOQUÍMICO FOI REALIZADO A PARTIR DA COMPOSIÇÃO
MÉDIA DOS SIENOGRANITOS E O GRANITO MODERADAMENTE
ALBITIZADO (FD-01D) DE SERRA DOURADA..........................................................
193
ANEXO 31 - PERDAS E GANHOS DOS ELEMENTOS MAIORES, P.F. E TRAÇO
(EM G/100G), CALCULADOS A PARTIR DA EQUAÇÃO DE GRESENS (1967). O
BALANÇO GEOQUÍMICO FOI REALIZADO ENTRE A COMPOSIÇÃO MÉDIA
DOS SIENOGRANITOS E O ALBITITO (FD-36) DE SERRA
DOURADA...........................................................................................................................
194
1 INTRODUÇÃO
Os terrenos metamórficos pré-cambrianos têm sido alvo, sobretudo nas últimas décadas,
de intensa exploração mineral e em muitos deles têm sido reconhecidos ambientes que foram
favoráveis à formação de depósitos cupro-auríferos. Importantes exemplos vêm da Fenoscândia,
Rússia, Casaquistão, Austrália e, em menor escala, África do Sul e Canadá. É comum a
associação desses depósitos com acumulações hidrotermais de óxidos de ferro e muitos deles
apresentam uma relação espacial e, em geral também genética, com o metassomatismo sódico,
que se manifesta via os processos de albitização e escapolitização (FRIETSCH et al, 1997).
Cenário semelhante se descortina na Província Mineral de Carajás, onde ocorrem
depósitos cupro-auríferos associados com corpos de magnetititos e hospedados em rochas
fortemente albitizadas e/ou escapolitizadas. Esses processos metassomáticos estão bem
evidenciados no depósito arqueano do Sossego (SOUSA; VILLAS, 2006; VILLAS et al, 2004;
2005) e muito possivelmente também atuaram nos depósitos do 118 e Cristalino. Estes três
depósitos (Fig. 1.1) localizam-se no mesmo corredor estrutural, ao longo da zona de contato
entre o Grupo Grão Pará e rochas granitóides de composição e idade variadas, as quais só
recentemente foram separadas do Complexo Xingu (embasamento) como corpos independentes
(SARDINHA et al, 2004). Em outras áreas circunvizinhas, rochas granitóides
albitizadas/escapolitizadas são igualmente comuns, porém não há registro de metassomatismo do
ferro associado à mineralização cupro-aurífera. Na verdade, o metassomatismo sódico em
Carajás tem abrangência regional, sendo também identificado mais a nordeste em rochas
metamáficas do Grupo Rio Novo, nas cercanias de Curionópolis (REIS, 2000). E é bem possível
que, da mesma forma, seja produto desse processo a ocorrência de afverdsonita próxima do
depósito Cu-Au de Serra Verde e do granito Estrela, entre Curionópolis e Parauapebas
(COLLYER, comunicação verbal), ambos hospedados em rochas do Grupo Rio Novo.
Uma provável fonte do sódio são granitóides que abundam na região, caracterizados
como do tipo A e de natureza subalcalina a alcalina (BARROS et al, 1997; DALL’AGNOL;
LAFON; MACAMBIRA, 1994), porém os altos teores de Cl na escapolita e em outros minerais
(SOUSA; VILLAS, 2007; VILLAS et al, 2005) alertam para a possibilidade de leitos
evaporíticos serem uma fonte alternativa (FRIETSCH et al, 1997; HUNT; BAKER;
THORKELSON, 2005; MORA; VALLEY, 1989; OEN; LUSTENHOUVER, 1992;
SERDYUCHENKO, 1975). Nesse particular, é até mesmo levantada a hipótese de serem
metaexalitos as rochas ricas em biotita do depósito Sossego, compostas essencialmente de Cl-
biotita, Cl-escapolita, hastingsita/Fe-pargasita, dravita e quartzo (SOUSA; VILLAS, 2006;
VILLAS et al, 2005). Magmas graníticos enriquecidos em Cl são normalmente produzidos em
zonas de subducção (HEDENQUIST; LOWENSTERN, 1994), entretanto este tipo de ambiente
tectônico não se sustenta para a região de Carajás com base nos dados geológicos e geoquímicos
hoje disponíveis.
1.1 APRESENTAÇÃO DO PROBLEMA
Trabalhos sobre alteração hidrotermal nas áreas enfocadas neste estudo têm se limitado
ao depósito do Sossego e os vários tipos de alteração nele identificados têm recebido apenas
tratamento genérico, sem ênfase especial em nenhum deles (CARVALHO et al, 2004a e b;
MONTEIRO et al, 2004a e b; 2005; SOUSA, 2004; 2005; SOUSA; VILLAS, 2006; VILLAS et
al, 2004; 2005). Na área de Serra Dourada estão registradas diversas evidências de alteração
hidrotermal, mas as investigações que lá vêm sendo conduzidas têm privilegiado apenas os
aspectos de campo e petrológicos dos granitóides (SOARES, 2002). Ressente-se, assim, de
estudos dirigidos para um tipo específico de alteração hidrotermal, o que se tentou conseguir ao
abordar-se a albitização e a escapolitização, os quais foram processos marcantes na alteração das
rochas que compõem as áreas investigadas. Ademais, oportunizou-se um estudo comparativo do
metassomatismo sódico nas áreas estudadas.
Considerando-se a hipótese de serem os granitóides a principal fonte de sódio, há uma
questão que deve merecer atenção especial. Segundo London (1995 e 1997), a incorporação de
F, B e P aos magmas ocorre via reações de fusão envolvendo, respectivamente, silicatos
hidratados (micas, anfibólios), turmalina e apatita dos protólitos. O aumento da concentração
destes elementos produz magmas enriquecidos em sódio e empobrecidos em sílica, os quais têm,
em relação às fusões graníticas comuns, menores viscosidade e temperatura do solidus, e maior
capacidade de solubilizar água. Nas áreas estudadas, registra-se uma escassez de minerais de F e
B, os últimos ocorrendo em quantidades apreciáveis apenas nas rochas ricas em biotita do
depósito Sossego. A apatita, embora comum como fase acessória, só é abundante em algumas
rochas hidrotermalizadas e/ou mineralizadas. Nos granitóides, o fósforo poderia fazer parte da
estrutura dos feldspatos primários em substituição ao silício e/ou alumínio e, em decorrência da
alteração, ser liberado e transferido às soluções hidrotermais (LONDON, 1997), a partir das
quais a apatita poderia ter precipitado. A determinação das concentrações de fósforo nos
feldspatos originais constituiu um procedimento básico para testar aquela hipótese. Da mesma
forma, grandes variações na composição da escapolita (série meionita-marialita) podem refletir
não só flutuações de temperatura como também precipitação por fluidos de fontes diversas.
Caracterizá-la composicionalmente foi um passo importante para poder apontar uma ou mais
fontes.
1.2 OBJETIVOS
Os objetivos desta dissertação centralizaram-se no estudo da alteração hidrotermal, com
ênfase no metassomatismo sódico, que se manifestou em tempos arqueanos nas rochas
granitóides e máficas que ocorrem nas áreas do depósito Sossego e de Serra Dourada (Fig. 1.1),
com vista a: 1) caracterizar, do ponto de vista petrológico, as rochas hidrotermalizadas e não
alteradas; 2) descrever o modo de ocorrência dos produtos da alteração hidrotermal e caracterizá-
los textural, mineralógica e quimicamente; 3) avaliar as perdas e ganhos de componentes durante
os processos hidrotermais; e 4) com base na quantificação e composição das fases sódicas,
especificamente albita e escapolita, estabelecer possíveis zoneamentos e a direção de aumento de
intensidade do Na-metassomatismo nas áreas estudadas.
1.3 MÉTODOS E TÉCNICAS
Para alcançar os objetivos propostos foram utilizados os seguintes procedimentos
metodológicos:
1.3.1 Levantamento bibliográfico
Foram consultados diversos artigos referentes à geologia da região de Carajás, rochas
granitóides, mineralizações cupro-auríferas, alteração hidrotermal, em geral, e metassomatismo
sódico, em particular. Maior ênfase foi dada àqueles relacionados à alteração sódica, dentre os
quais destacam-se: Abdalla et al (1996), Frietsch et al (1997), Hunt, Baker e Thorkelson (2005),
Hurlbut e Klein (1985), Maghraoui et al (2002), Mark (1998), Mora e Valley (1989), Oen e
Lustenhouver (1992), Pollard (1983), Ramsay e Davidson (1970), Schwartz (1992),
Serdyuchenko (1975) e Vanko et al (1995).
1.3.2 Campanha de Campo
Foi realizada uma campanha de campo no período de 13 a 23 de novembro de 2005. Na
área do Sossego foram descritos testemunhos de dois furos de sondagem, realizados nos corpos
Sequeirinho (F-422) e Pista (F-425), seguida de coleta de amostras representativas das zonas
albitizadas/escapolitizadas. Amostras dos furos F-33, F-37, F-211, F-266, F-352 e quatro outras
amostras de cada um dos furos F-51 (Corpo Sequeirinho), F-126, F-183 e F-281 (Corpo
Sossego), anteriormente coletadas e estudadas em trabalhos de Iniciação Científica e Conclusão
de Curso da autora, foram igualmente utilizadas por bem representarem as zonas de alteração.
Em Serra Dourada, além do reconhecimento geológico da área, foram coletadas 40
amostras em afloramentos de rochas granitóides inalteradas e hidrotermalizadas, além de
variedades máficas ricas em escapolita e milonitizadas igualmente alteradas. A localização das
amostras no mapa de pontos (Fig. 1.2) foi definida a partir da utilização do Sistema de
Posicionamento Global (GPS na sigla em Inglês).
1.3.3 Petrografia e microscopia eletrônica de varredura
Na área do depósito Sossego, a alteração hidrotermal foi muito intensa e, em decorrência,
não foi possível obter amostras de rochas com as características primárias preservadas. Foram
então selecionadas somente amostras representativas das zonas de alteração e confeccionadas 23
lâminas delgadas polidas. Nestas amostras foram identificados os diferentes produtos da
alteração sódica e descritas as relações texturais entre os principais minerais de alteração e seus
modos de ocorrência (cristais isolados, vênulas, etc).
Das 40 amostras de granitóides coletadas em Serra Dourada, 26 foram selecionadas para
confecção de lâminas delgadas polidas, representando tanto as variedades hidrotermalizadas e
inalteradas. Na descrição dessas últimas, foi dada ênfase às feições texturais e mineralógicas,
enquanto que nas variedades albitizadas/escapolitizadas procurou-se, além disso, estabelecer as
relações temporais entre os minerais hidrotermais com vista a caracterizá-los parageneticamente.
Nas rochas sem ou com poucos sinais de alteração foram realizadas análises modais,
computando-se em média 1200 pontos em cada lâmina em contador de pontos da marca Swift.
Nas amostras moderada a intensamente albitizadas/escapolitizadas foram, igualmente, realizadas
análises modais, computando-se em média o mesmo número de pontos, na tentativa de melhor
caracterizar o zoneamento da alteração hidrotermal.
A análise petrográfica foi complementada com microscopia eletrônica de varredura
(MEV-EDS), que foi essencial na correta identificação de muitos produtos da alteração
hidrotermal, permitindo reconhecer diferentes variedades de acordo com seus modos de
ocorrência. O MEV utilizado foi o modelo LEO-1430 do Laboratório de Microscopia Eletrônica
de Varredura (LABMEV) da UFPA. As imagens de elétrons retroespalhados e os espectros de
EDS foram obtidos utilizando-se um feixe de corrente de elétrons de 90 µA, voltagem de
aceleração constante de 20 kv e distância de trabalho de 15 mm.
1.3.4 Análises químicas
Foram preparadas (britadas e pulverizadas) 49 amostras de rochas, inalteradas e
hidrotermalizadas, para análises químicas de elementos maiores e traços que foram realizadas
nos laboratórios da Lakefield Geosol Ltda, em Minas Gerais, e ACME Analítica Laboratórios
Ltda, no Canadá. No laboratório Geosol, os teores dos elementos maiores foram determinados
por fluorescência de raios-X após fusão com tetraborato de lítio, do FeO por titulação, da perda
ao fogo por calcinação a 1000°C e do Cu por digestão multiácida/absorção atômica. No ACME,
os teores dos componentes maiores (SiO
2
, TiO
2
, Al
2
O
3
, Fe
2
O
3(total)
, MgO, CaO, Na
2
O, K
2
O e
P
2
O
5
) foram determinados por ICP-ES, dos elementos traços (Rb, Sr, Ba, Zr, Nb, Y, Ta, Sn, Ga,
Th, U, W, Ni, Co e Cu) e terras raras (La, Ce, Pr, Nd, Sm, Eu, Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Ub e Lu) por
ICP/MS e a perda ao fogo por calcinação a 1000°C.
1.3.4.1 Balanço geoquímico de massas
Na área de Serra Dourada foram coletadas amostras de rochas alteradas e não alteradas.
Com base em dados petrográficos, foram selecionadas seis amostras da zona albitizada e cinco
da escapolitizada e identificados seus mais prováveis protólitos. As densidades dessas rochas
foram medidas utilizando-se uma balança digital do Laboratório de Mineralogia do CG-UFPa,
na qual foram determinados os pesos das amostras a seco e imersas em água. Os dados químicos
e as medidas de densidade, associados aos dados petrográficos, foram utilizados para avaliar a
mobilidade geoquímica dos diversos elementos, a partir de cálculos de balanço geoquímico de
massa, com base nos métodos isovolumétrico e o desenvolvido por Gresens (1967).
Figura 1.1: Mapa de localização do depósito Sossego e da área de Serra Dourada.
Fonte: Modificado de Gomes (2003).
Figura 1.2: Mapa de amostragem da região de Serra Dourada.
Fonte: Modificado de Soares (2002).
1.3.5 Microssonda eletrônica
Análises químicas dos feldspatos, escapolita, biotita, clorita, anfibólios e turmalina de 12
amostras do depósito Sossego e de nove amostras de Serra Dourada foram realizadas no Instituto
de Geociências da USP, utilizando-se um equipamento do tipo JEOL Superprobe JXA-8600. As
condições das análises foram de 15 kv com faixa de análise de corrente de 20,10 ± 0,10 nA. No
total, nas amostras do depósito Sossego, foram realizadas 58 análises pontuais nos feldspatos, 49
na escapolita, 42 na biotita, 31 na clorita, 44 nos anfibólios e 31 na turmalina. Nas amostras de
Serra Dourada, foram obtidas 87 análises pontuais nos feldspatos, 54 na escapolita, 30 na biotita,
10 na clorita e 44 nos anfibólios.
2 GEOLOGIA REGIONAL
A Província Mineral de Carajás (PMC) está localizada na porção leste do Cráton
Amazônico. É dividida em dois segmentos crustais, um ao norte e outro ao sul (ARAÚJO et al,
1988), com limites aparentemente transicionais, que levaram à proposição de um domínio
intermediário (DALL’AGNOL et al, 1997). O segmento sul é representado pelos terrenos
granito-greenstone de Rio Maria (HUHN et al, 1999a) e é mais antigo que o segmento norte
(DALL’AGNOL et al, 1996), o qual corresponde ao bloco Itacaiúnas (Fig. 2). Recentes dados
geocronológicos em rochas nas cercanias de Canaã de Carajás sugerem que aqueles limites
podem estar bem mais próximos da borda sul da bacia de Carajás do que antes suposto
(SARDINHA et al, 2004). Ademais, Barros e Barbey (2000) contestam que o bloco Itacaiúnas
represente um cinturão de cisalhamento e o interpretam como um possível cinturão plutono-
metamórfico, denominando-o de domínio Carajás (BARROS; BARBEY, 2000) ou, na
designação de outros, bloco Carajás (SOUZA et al, 1996).
As áreas de estudo localizam-se no bloco norte da PMC e, em decorrência, a
apresentação dos dados geológicos não se estenderá ao bloco sul. O embasamento consiste de
rochas gnáissicas e granulíticas pertencentes aos complexos Xingu (gnaisses, anfibolitos,
migmatitos) e Pium (granulitos) com idade em torno de 3,0 Ga (AVELAR et al, 1999;
MACAMBIRA; LANCELOT, 1996; PIDGEON; MACAMBIRA, 1998). Trabalhos mais
recentes de mapeamento têm restringido a área de exposição do Complexo Xingu por conta,
como já mencionado, da individualização de corpos granitóides de diferentes características
petrológicas, estruturais e geocronológicas (SARDINHA et al, 2004). Com relações de contato
nem sempre muito bem definidas com esses granitóides, ocorrem as rochas arqueanas do
Supergrupo Itacaiúnas, que é formado pelos grupos Igarapé Salobo, Igarapé Pojuca, Grão Pará,
Igarapé Bahia, de idades entre 2761 e 2732 Ma (GALARZA; MACAMBIRA, 2002;
MACHADO et al, 1991), e pelo Grupo Buritirama ainda não datado. Trata-se de seqüências
vulcanossedimentares metamorfisadas e deformadas a graus variáveis, e hospedeiras de grandes
reservas de minério de Fe, Cu e Au. A leste, na região de Parauapebas-Curionópolis, ocorre o
Grupo Rio Novo (DOCEGEO, 1988) que guarda semelhanças com as seqüências greenstone dos
terrenos Rio Maria do bloco sul e é cortado pelas rochas subalcalinas do Complexo Granítico
Estrela (2,76 Ga, BARROS et al, 2001) e pela intrusão máfico-ultramáfica Luanga (2,76 Ga,
MACHADO et al, 1991). A Suíte Plaquê forma corpos de granitóides deformados e alongados
na direção aproximadamente E-W, os quais foram datados em 2,74 Ga (AVELAR et al, 1999).
Aquelas seqüências metavulcanossedimentares acham-se sobrepostas pelas rochas siliciclásticas
da Formação Águas Claras. Diques e soleiras máficas, datados em 2,65 Ga (DIAS et al, 1996),
cortam esta formação. Outras intrusões sintectônicas e subalcalinas são representadas pelos
granitos Velho Salobo (2,57 Ga, MACHADO et al, 1991) e Itacaiúnas (2,56 Ga, SOUZA et al,
1996), que cortam rochas do Grupo Igarapé Salobo e do embasamento, respectivamente. Os
corpos gabróicos Lagoa Grande e Santa Inês ainda não foram datados, ainda que Macambira e
Ferreira Filho (2001) relacionem este último ao evento distensivo do Neoproterozóico. Todas as
unidades acima mencionadas são recobertas discordante e localmente por seqüências de arenitos
arcosianos imaturos associados a conglomerados polimíticos do Meso-Neoproterozóico
conhecidos como Formação Gorotire (BARBOSA et al, 1966; LIMA; PINHEIRO, 2001).
A estruturação das rochas da região de Carajás é organizada por cavalgamentos de caráter
rúptil-dúctil, decorrentes do evento transpressivo sinistral responsável pela inversão das bacias
transtensivas anteriormente formadas (ARAÚJO; MAIA, 1991). Segundo estes autores, o bloco
norte é dividido tectonicamente em dois domínios: a) sistema imbricado E-W, ao sul; e b)
sistemas transcorrentes Carajás e Cinzento, de orientação geral WNW-ESE, ao norte. De acordo
com Costa e Hasui (1997), as unidades mais antigas do bloco norte estariam relacionadas a
cavalgamentos dúcteis e formariam o sistema imbricado inclinado para SSW, enquanto as
unidades mais jovens estariam dispostas lado a lado por meio de transcorrências sinistrais. A
trama milonítica do bloco Itacaiúnas teria controlado a orientação dos sistemas transcorrentes
Carajás e Cinzento, por onde circularam grandes volumes de fluidos aproveitando as falhas que
lá se desenvolveram. De acordo com Pinheiro e Holdsworth (1997) e Lindenmayer e Teixeira
(1999), a formação daqueles sistemas ocorreu entre 2581 e 2519 Ma, durante reativações
direcionais do embasamento. A Falha Carajás atravessa longitudinalmente o sistema Carajás e
representa a estrutura mais proeminente desse sistema, com direção geral WNW-ESE e
aproximadamente 200 km de extensão, sendo composta por feixes de traços descontínuos,
curvos e anastomóticos, desenhando um padrão sigmoidal em escala regional (PINHEIRO,
1997).
Figura 2: Mapa geológico do bloco norte da Província Mineral de Carajás.
Fonte: modificado de Lima (2002).
3 DEPÓSITOS Cu-Au DA PROVÍNCIA MINERAL DE CARAJÁS
Desde o final da década de 1960, com a descoberta do minério de Fe, a PMC tem sido
alvo de intensas investigações geológicas. Além do minério de ferro, jazem, na PMC,
significativas reservas de cobre, ouro, manganês e níquel (Fig. 2). Os minérios de Cu-Au
constituem, junto com o ferro, as mais importantes riquezas minerais da região de Carajás e suas
reservas têm aumentado enormemente nas últimas décadas graças a bem sucedidos programas de
exploração. Os depósitos cupro-auríferos estão localizados no bloco norte da PMC e serão
descritos a seguir:
3.1 SERRA VERDE
O depósito de Cu-Au Serra Verde está hospedado nas rochas metavulcanossedimentares
do Grupo Rio Novo de idade arqueana (ARAÚJO et al, 1988; MACHADO et al, 1991). O
minério ocorre de forma maciça e disseminada. Duas lentes de dimensões decamétricas,
concordantes a subconcordantes à foliação das rochas hospedeiras, constituem os corpos maciços.
Estes são compostos mineralogicamente por até 70% de sulfetos. O maior deles é constituído
principalmente por calcopirita, com quantidades subordinadas de pirrotita, pirita, cubanita,
molibdenita, esfalerita, mackinawita, covelita e esmitita. O ouro ocorre como finas inclusões
associadas à calcopirita (REIS, 2000). O minério disseminado é composto basicamente por
calcopirita e, em menores proporções, pirita e molibdenita que perfazem cerca de 5% do volume
da rocha alterada (REIS, 2000; REIS; VILLAS, 1999; REIS; VILLAS, 2002; VILLAS;
SANTOS, 2001). Dados geocronológicos de Re-Os, em molibdenita, no minério maciço revelam
que a idade da mineralização é 2609 ± 13 Ma (MARSCHIK et al, 2005).
Propilitização, turmalinização, silicificação, anfibolitização, potassificação e albitização
são os principais tipos de alteração que afetaram as rochas do depósito. De acordo com Reis
(2000), Reis e Villas (2002) e Villas e Santos (2001), estes tipos de alteração foram
desenvolvidos durante três eventos hidrotermais: a) hidrotermalismo submarino; b)
hidrotermalismo relacionado à intrusão do Granito Estrela; e c) circulação de fluidos através de
planos de falhas durante um evento de cisalhamento.
3.2 IGARAPÉ SALOBO
O depósito de Cu-Au Igarapé Salobo (2576 ± 8 Ma; Pb-Pb em sulfetos / RÉQUIA et al,
1995) é constituído por quatro corpos de minério denominados A, B, C e D. Estes corpos estão
associados a rochas ricas em magnetita (SIQUEIRA; XAVIER, 2001) e hospedados nas rochas
metavulcanossedimentares do Grupo Igarapé Salobo (2,76 Ga; MACHADO et al, 1991). Os
corpos B e C são os mais importantes e juntos totalizam 157 Mt de minério com 0,57 g/t de Au
(VIEIRA et al, 1988). Os principais minerais de minério são bornita, calcocita e calcopirita, os
quais ocorrem de forma maciça e/ou disseminada associados a pequenas quantidades de ilmenita,
molibdenita, covelita, grafita, uraninita, saflorita, cobaltita, pentlandita, pirrotita e pirita
(LINDENMAYER; TEIXEIRA, 1999). O ouro ocorre incluso em cristais de magnetita,
calcopirita, cobaltita e saflorita, bem como nos espaços intergranulares da magnetita e calcopirita
(SILVA, 1996).
Alteração potássica, metassomatismo de ferro e sulfetação são os principais tipos de
alteração hidrotermal que ocorrem na área do depósito (RONCHI et al, 2005). Estudos de
inclusões fluidas revelam que os fluidos responsáveis pela mineralização tinham salinidade
intermediária (RONCHI et al, 2005). Dados isotópicos revelam valores de δ
18
O
SMOW
de -16 a
12,1‰, sugerindo tratar-se de fluidos de origem magmática que foram diluídos por mistura com
água meteórica (RÉQUIA, 2002).
3.3 IGARAPÉ BAHIA
O depósito de Cu-Au Igarapé Bahia está hospedado nas rochas metavulcanossedimentares
do Grupo Igarapé Bahia (~2,75 Ga; GALARZA; MACAMBIRA, 2002). A mineralização que
deu origem a este depósito foi datada por Galarza et al (no prelo) em 2744 ± 12 Ma (Pb-Pb em
ouro), portanto, contemporânea à idade das seqüências hospedeiras.
O depósito Igarapé Bahia é formado pelos corpos de minério Furo Trinta, Acampamento
Sul, Acampamento Norte e Alemão, que juntos totalizam 219 Mt de minério com 1% de Cu e
0,86 g/t de Au (GALARZA et al, no prelo). Este último é o principal deles e hospeda 170 Mt de
minério com 1,5% de Cu e 0,8 g/t de Au (BARREIRA et al, 1999; SANTOS, 2002). O corpo de
minério corresponde a uma brecha epigenética hidrotermalmente alterada (VILLAS; SANTOS,
2001), embora alguns autores o considerem, genericamente, uma rocha fragmental (DREHER,
2004; DREHER; XAVIER, 2005). A mineralização é constituída por calcopirita > pirita +
bornita > covelita, calcocita e molibdenita. Ocorre sob a forma maciça a disseminada associada à
magnetita ± uraninita.
Cloritização, metassomatismo de Fe, sulfetação, alteração sódico-cálcica, silicificação e
turmalinização são os principais tipos de alteração que afetaram as rochas hospedeiras deste
depósito (VILLAS et al, 2001; RONCHI et al, 2005).
Os elevados valores de δ
11
B (12,6 a 26,6%) nas turmalinas deste depósito sugerem que os
fluidos responsáveis pela sua formação foram derivados de evaporitos ou, pelo menos,
interagiram com estas rochas tornando-se extremamente salinos (DREHER; XAVIER, 2005;
2006; XAVIER et al, 2005; 2006), contrapondo-se à interpretação de Almada (1998) que aponta
fluidos de origem magmática diluídos por água meteórica.
3.4 SOSSEGO
O depósito de Cu-Au do Sossego é constituído pelos corpos Sequeirinho, Sossego, Pista,
Curral e Baiano, os quais contêm 247 Mt de minério com teores de 0,98% de Cu e 0,28 g/t de Au.
O corpo Sequeirinho é o maior deles e teve sua explotação iniciada no primeiro semestre de
2004. É responsável por 85% das reservas do depósito e constitui uma brecha sulfetada associada
a corpos de actinolitito, que se desenvolveram a partir de rochas máficas e, em menor escala,
graníticas.
Os minerais de minério são principalmente calcopirita e siegenita (VILLAS et al, 2005).
Datações pelo método Pb-Pb em calcopirita revelam valores entre 2,53 e 2,60 Ga (VILLAS et al,
2006), que podem representar a idade da mineralização ou rejuvenescimento por eventos
posteriores. Albitização, anfibolitização (hastingsita/ferropargasita e actinolita), escapolitização,
cloritização, epidotização e magnetitização são os principais tipos de alteração hidrotermal que
afetaram as rochas presentes na área do depósito (MONTEIRO et al, 2007; SOUSA; VILLAS,
2006; VILLAS et al, 2005). Dados de inclusões fluidas, obtidos em cristais de quartzo e apatita,
revelam que os fluidos responsáveis pela mineralização eram dominados por Cl, Na, Ca e Fe
(VILLAS et al, 2006).
3.5 CRISTALINO
O depósito Cu-Au Cristalino (2700 ± 29 Ma; Pb-Pb em sulfetos / SOARES et al, 2001)
está hospedado em uma seqüência metavulcanossedimentar, na qual rochas vulcânicas félsicas
estão intercaladas com formações ferríferas do Grupo Grão Pará (HUHN et al, 1999b).
A mineralização gerou disseminações, arranjos do tipo stockwork e veios e vênulas
hospedadas em brechas hidrotermais. Calcopirita, pirita, magnetita, bravoíta, pirrotita, cobaltita,
milerita, vaesita e ouro são os principais minerais de minério (HUHN et al, 1999b; SOARES et
al, 2001).
Microclinização, biotitização, albitização, escapolitização, anfibolitização, cloritização,
carbonatização, silicificação, Fe-metassomatismo, sericitização e, em menores proporções,
apatitização e alanitização são os principais tipos de alteração hidrotermal que afetaram as rochas
hospedeiras deste depósito (SOARES et al, 2001).
3.6 ALVO 118
O depósito de Cu-Au do Alvo 118 ocorre em rochas do Grupo Grão Pará e nele são
reconhecidos corpos gabróicos, granitos foliados, brechas hidrotermais e hidrotermalitos
(ALBUQUERQUE et al, 2001).
Neste depósito são distinguidos os minérios oxidado e hipogênico. Os corpos de minério
oxidado são sustentados por gossans e veios de quartzo a eles entremeados. Alcançam espessuras
entre 50 e 180 m, e são caracterizados pela substituição progressiva de calcopirita + covelita →
calcocita + digenita → malaquita + pseudomalaquita (carbonato/fosfato) → Cu nativo → cuprita
+ tenorita (ALBUQUERQUE et al, 2001). O minério primário ocorre sob a forma maciça e em
veios. Os veios são constituídos principalmente por calcopirita, quartzo, calcita e xenotima. O
minério maciço é dominado por calcopirita, bornita, hematita e magnetita (RIGON et al, 2000;
TALLARICO, 2003). Os veios (1868±7 Ma;
207
Pb/
206
Pb SHRIMP em xenotima) cortam o
minério maciço e representam o último episódio formador de minério (TALLARICO,2003).
Potassificação, cloritização, sulfetação e carbonatização são os principais tipos de
alteração registrados nas rochas que ocorrem na área do depósito (ALBUQUERQUE et al, 2001;
TALLARICO, 2003).
3.7 ALVO ESTRELA
O Alvo Estrela está hospedado nas rochas de composição andesítica e riolítica
pertencentes ao Grupo Grão Pará. O minério ocorre em vênulas, brechas ou em stockwork,
totalizando 230 Mt com 0,5 % de Cu (VOLP, 2006).
O minério venular é dominado por calcopirita, pirita, pirrotita ± bornita, magnetita e
ilmenita, tendo os veios espessura centimétrica a métrica. A zona brechada forma corpos
tabulares de 0,5 m a 10 m de espessura, sendo constituída, principalmente, por calcopirita, pirita e
pirrotita (LINDENMAYER et al, 2006). Lindenmayer et al (2005) verificaram que pirita e
pirrotita predominam em direção ao N e W do depósito e ocorrem, principalmente, em rochas de
composição riolítica, enquanto que calcopirita e pirita são abundantes nas rochas gabróicas e
andesíticas.
As rochas presentes na área do depósito foram afetadas por intensa alteração sódico-
cálcica e potássica, por moderado metassomatismo de Fe e, mais tardiamente, por sulfetação.
Dados da composição isotópica de O e D em minerais de veios de quartzo, bem como
estudos de inclusões fluidas revelam que os fluidos responsáveis pela mineralização são de
origem essencialmente magmática (LINDENMAYER et al, 2005).
3.8 ÁGUAS CLARAS
Este depósito está hospedado nas rochas siliciclásticas que compõem a Formação Águas
Claras (> 2,65 Ga; DIAS et al, 1996; MOUGEOT et al, 1996; SILVA; VILLAS, 1998). Apesar
de conter óxidos de ferro hidrotermais, estimativas para as proporções de magnetita e hematita
estão entre 5 e 20%, bem abaixo do que se observa em outros depósitos cupro-auríferos da PMC.
O minério ocorre em veios de quartzo hospedados em zonas de cisalhamento e é
constituído principalmente por calcopirita, pirita, esfalerita e arsenopirita e por quantidades
subordinadas de galena, pirrotita, cobaltita, bismutinita, estanita, tenantita, magnetita, hematita e
ferberita, em ordem de abundância (SOARES et al, 1994).
Cloritização, sericitização, turmalinização, silicificação e carbonatização são os principais
tipos de alteração hidrotermal identificados nas rochas da área do depósito (SILVA; VILLAS
1998; SILVA et al, 2001). Epidotização e albitização ocorreram na fase pré-mineralização e,
provavelmente, estão relacionadas às intrusões gabróicas (BARROS et al, 1994). Estudos de
inclusões fluidas revelam que os fluidos responsáveis pela alteração e mineralização foram
dominados por NaCl, CaCl
2
e MgCl
2
e possuíam salinidades variadas (0,5-45% em peso eq.
NaCl) (SILVA; VILLAS, 1998 ).
3.9 IGARAPÉ POJUCA
O depósito de Cu-Zn-(Mo-Au) de Igarapé Pojuca é um depósito pouco estudado e não há
dados atualizados sobre o mesmo, tendo sido usados como base nesta síntese os trabalhos de
Medeiros Neto (1985), Medeiros Neto e Villas (1985) e Winter (1994).
Este depósito está hospedado nas rochas do Grupo Igarapé Pojuca e é o único depósito
conhecido na PMC com apreciáveis quantidades de zinco. A mineralização ocorreu em ambiente
vulcanogênico e gerou tanto minério maciço, em camadas concordantes e restritas às formações
ferríferas bandadas, como fragmentário resultante do retrabalhamento sin-sedimentar do minério
maciço. Essas duas variedades de minério ocorrem intercaladas e são encontradas nas porções
mais inferiores das formações ferríferas bandadas.
3.10 BREVES
Dentre os depósitos de Cu-Au que ocorrem na PMC, o depósito de Breves é o único que
mostra relações espacial e genética com uma intrusão granitóide paleoproterozóica (1,88 Ga;
TALLARICO et al, 2004; XAVIER et al, 2005). Os minerais de minério ocorrem em veios e
disseminados. Os veios são constituídos principalmente por pirita e por quantidades menores de
arsenopirita rica em Co, calcopirita, pirrotita, molibdenita, wolframita, ferberita, cassiterita e
sheelita (BOTELHO et al, 2005; 2006; XAVIER et al, 2005). Os sulfetos disseminados são
dominados por calcopirita associada a quantidades subordinadas de pirita e arsenopirita
(XAVIER et al, 2005).
A alteração hidrotermal é dominantemente potássica (microclina + biotita) e fengítico-
flogopítica (BOTELHO et al, 2006; NUNES et al, 2002). Dados de inclusões fluidas revelam que
os fluidos responsáveis pela formação deste depósito tinham salinidades variadas (0-25% em
peso eq. NaCl) e eram dominados por NaCl, KCl, CaCl
2
, MgCl
2
, FeCl
2
, CO
2
± CH
4
, que são
compatíveis com fluidos de origem magmática e com diluição provocada por interação com
águas meteóricas (XAVIER et al, 2005).
3.11 GAMELEIRA
O depósito de Cu-Au Gameleira (2614±14 Ma / MARSCHIK et al, 2005) está hospedado
nas rochas vulcanossedimentares que constituem o Grupo Igarapé Pojuca. A mineralização é
epigenética e o minério ocorre principalmente em veios e, menos comumente, de forma
disseminada e em brechas. Os veios (1693±30 Ma,
147
Sm/
144
Nd em biotita verde) são dominados
por calcopirita, bornita, ouro, molibdenita, pirita, cobaltita e cobalto-pentlandita associados à
uraninita, fluorita, turmalina, quartzo e biotita verde (PIMENTEL et al, 2003). Esses veios
cortam rochas gabróicas e andesíticas e são posteriores à mineralização que ocorre nos
hidrotermalitos (1837±30 Ma, Sm/Nd em biotita) que revelam assinatura geoquímica bastante
similar a das formações ferríferas do depósito de Cu-Au do Salobo (LINDENMAYER, 1990;
LINDENMAYER et al, 2001). Os hidrotermalitos, por sua vez, são resultados de processos de
metassomatismo de Fe, silicificação e sulfetação, e neles a mineralização redundou na produção
de calcopirita e ouro. A idade de 1,8 Ga (
147
Sm/
144
Nd em biotita) revela que a mineralização que
ocorre nos hidrotermalitos é mais jovem que suas rochas hospedeiras. Entretanto, dados de Re-Os
em molibdenita (2614±14 Ma; MARSCHIK et al, 2005) confirmam que a mineralização é
epigenética, mas não está relacionada à granitos anorogênicos (1,8 a 1,9 Ga).
O principal tipo de alteração hidrotermal identificado nas rochas que ocorrem na área do
depósito é a biotitização, datada em 1,73 Ga (Ar-Ar). Estudos isotópicos de enxofre nos sulfetos
(calcopirita, bornita e molibdenita) e de C e O nos carbonatos sugerem que o sistema hidrotermal
era preferencialmente dominado por fluidos de origem magmática, sem contribuição de águas
meteóricas (LINDENMAYER et al, 2001).
4 CONTEXTO GEOLÓGICO DAS ÁREAS DE ESTUDO
O depósito cupro-aurífero do Sossego localiza-se ao sul da Serra dos Carajás e a 45 km a
NW da cidade de Canaã dos Carajás (Fig. 1.1 e 2). Trabalhos recentes sobre este depósito
abordam aspectos geológicos, mineralógicos, isotópicos, bem como a caracterização dos fluidos
e os tipos de alteração hidrotermal (CARVALHO et al, 2004a; 2004b; CHIARADIA et al, 2006;
MONTEIRO et al, 2004a; 2004b; 2005; MONTEIRO et al, 2007; SOUSA, 2004; 2005; SOUSA;
VILLAS, 2006; VILLAS et al, 2004; 2005).
Os corpos Sequeirinho, Sossego, Pista, Curral e Baiano constituem os principais corpos
de minério do depósito Sossego, encontrando-se hospedados em rochas granitóides intimamente
associadas a rochas máficas. Muitas dessas rochas granitóides ainda não estão bem definidas
estratigraficamente e na área da mina elas mostram-se verticalizadas e localmente deformadas
por zonas de cisalhamento de direção ESE-WNW. De fato, a área do depósito foi palco de
intensa deformação dúctil a rúptil e de colocação de corpos ígneos, o que favoreceu uma grande
circulação de fluidos que foram responsáveis pela mineralização e alteração hidrotermal das
rochas.
O mapa geológico da área do depósito (Fig. 3.1) e a seção geológica (Fig. 3.2), referente
aos corpos Sossego e Sequeirinho, revelam rochas de composição granítica (GRA, GRF, MVA e
IAC), máficas ou seus equivalentes hidrotermais (GBA e ACT), rochas ricas em biotita (BIX),
brechas sulfetadas (BSE) e magnetititos (MAG). As relações temporais entre essas rochas não
são claras, à exceção dos diques IAC e alguns máficos que são as manifestações magmáticas
mais tardias na área. Entretanto, Carvalho et al (2004b) sugerem que os corpos gabróicos (GBA)
sejam intrusivos nas variedades GRA, GRF e MVA. A caracterização de todas essas rochas, feita
abaixo, está baseada nos trabalhos de Carvalho et al (2004b), Monteiro et al (2004a), Sousa
(2004 e 2005), Sousa e Villas (2006) e Villas et al (2004 e 2005).
Os granitóides (GRA) correspondem provavelmente a sienogranitos, granodioritos e
tonalitos de textura alotriomórfica e granulação média, cuja composição mineralógica original
inferida é dada por quartzo, plagioclásio, feldspato potássico e biotita. Apresentam-se
deformados com grau que se intensifica em direção às zonas mineralizadas. A variedade
granofírica (GRF) tem granulação fina em que é comum o intercrescimento entre quartzo e
feldspato potássico. As rochas metavulcânicas ácidas (MVA) têm composição andesítica a
basaltica e mostram textura porfirítica com alguns fenocristais de quartzo estirados. Os gabros
(GBA) estão invariavelmente hidrotermalizados, mas diques amostrados nas cercanias da mina
apresentam textura ofítica a subofítica e granulação média a grossa, e como principais minerais
constituintes plagioclásio e piroxênio. Os actinolititos (ACT) desenvolveram-se às custas da
intensa actinolitização nas rochas máficas. As rochas ricas em biotita (BIX) exibem marcante
foliação milonítica, sendo derivadas de granitóides ou de leitos exalativos (Sousa; Villas, 2006;
Villas et al, 2005). Além da intensa deformação, distinguem-se pela abundância de Cl-biotita,
hastingsita/Fe-pargasita, escapolita, quartzo e dravita, e pela escassez de feldspatos. Com relação
às brechas, são descritos, pelo menos, dois tipos. Um caracterizado por clastos angulosos a
subarredondados de rochas graníticas e máficas imersos em uma matriz com grande diversidade
mineralógica, mas dominada por calcopirita, epidoto, magnetita, actinolita, apatita, quartzo e
titanita. Outro, constituído apenas por clastos de rochas máficas alteradas hidrotermalmente
cimentados por carbonato, actinolita, quartzo, magnetita, calcopirita, epidoto e clorita. Registra-
se, também, um forte metassomatismo de Fe, que gerou corpos maciços de magnetitito (MAG)
nas zonas mais fraturadas, às custas aparentemente das rochas máficas e graníticas finas e/ou
deformadas. Diques félsicos de composição dacítica a andesítica (IAC), de direção E-W, cortam
todos os tipos litológicos descritos acima, possuem textura porfirítica e mostram-se fracamente
hidrotermalizados. Outros diques (diorito/gabro), pós-tectônicos, com bordas de resfriamento e
orientação WNW-ESE a NW-SE são mais jovens e provavelmente fazem parte de um evento de
caráter regional.
Figura 3.1: Mapa geológico do depósito Sossego.
Fonte: Modificado de CVRD (inédito).
Figura 3.2: Seção geológica simplificada do depósito Sossego, corpos Sossego e Sequeirinho.
Fonte: Modificado de CVRD por Monteiro et al (2005).
A área de Serra Dourada (Fig. 1.1) localiza-se a leste do depósito Sossego a cerca de 15
km a NW de Canaã dos Carajás, sendo constituída por rochas granitóides, gabróicas/dioríticas e
diques de composição dacítica, muitas das quais intensamente hidrotermalizadas com destaque
para a produção de albititos e veios métricos de escapolita (Fig. 1.2 e 3.3). As rochas granitóides
correspondem a sienogranitos, granodioritos e tonalitos. São rochas leucocráticas a mesocráticas,
isótropas a levemente orientadas e de granulação fina a grossa. Quartzo, plagioclásio, feldspato
potássico, anfibólio e biotita são os principais minerais constituintes, sendo escapolita, albita e
biotita os minerais de alteração mais comuns. Os gabros/dioritos são intrusivos nas rochas
granitóides e estão cortados por microzonas de cisalhamento de direção N30°E. Formam
pequenos corpos alongados de direção E-W com textura subofítica e consistem de anfibólio,
escapolita, biotita, opacos, epidoto, apatita, clorita e titanita. Os diques têm espessura métrica e
cortam as rochas anteriormente descritas nas direções ENE e NE. São porfiríticos a glomero-
porfiríticos, de granulação fina a média, e constituídos essencialmente por quartzo, plagioclásio e
microclina, em cuja matriz ocorrem esparsamente grãos microcristalinos de calcopirita, além de
fluorita, epidoto e clorita em amígdalas (SOARES, 2002). Dentre as rochas fortemente alteradas,
destacam-se variedades félsicas compostas principalmente por albita, além de quartzo e epidoto,
veios de dimensões métricas constituídos por escapolita e quartzo, e variedades máficas que
apresentam como conteúdo mineralógico escapolita, anfibólio e plagioclásio, em diferentes
proporções.
Figura 3.3: Mapa geológico de Serra Dourada.
Fonte: Modificado de Soares (2002).
5 CONSIDERAÇÕES GERAIS SOBRE METASSOMATISMO SÓDICO
Metassomatismo sódico é um processo caracterizado pelo aporte de sódio às rochas
quando elas entram em contato com fluidos, em geral aquosos, enriquecidos neste álcali. Esse
processo gera rochas ricas em fases sódicas, notadamente albita, Na-escapolita e Na-anfibólios.
O fenômeno do metassomatismo sódico é hoje bem compreendido, embora persistam problemas
com relação à fonte supridora de sódio para as reações metassomáticas.
Rochas albitizadas podem ser formadas pela cristalização direta da albita nas fases finais
de cristalização a partir de um magma rico em sódio ou, alternativamente, pela interação fluido-
rocha que potencializa a entrada de sódio no sistema e provoca, em conseqüência, a
transformação de minerais preexistentes em fases sódicas. Após o estudo textural, a
caracterização geoquímica destas rochas é de fundamental importância para distinguir o
enriquecimento em sódio de origem magmática e metassomática. Rochas albitizadas de origem
metassomática têm, em geral, elevados teores de Na
2
O (5-11%), Sr (10-110 ppm) e metais raros
(> 10 ppm), teores baixos de K
2
O (0,1-0,4%), CaO (0,1-2%), e Rb (0-110 ppm) e concentração
de SiO
2
que varia, em geral, de 59 a 76% (ABDALLA et al, 1996; MAGHRAOUI et al, 2002;
MARK, 1998; SCHWARTZ, 1992). As baixas concentrações de Ca, K e Rb podem estar
diretamente relacionadas à destruição do plagioclásio, feldspato potássico e biotita ígneos,
indicando que Ca, K e Rb não são incorporados à estrutura da albita metassomática.
A albitização pode ser explicada pelo aumento de temperatura ou diminuição de pressão
quando o fluido está em equilíbrio com o feldspato potássico (ORVILLE, 1963). Entretanto, a
precipitação de feldspatos é mais sensível a variações na temperatura, que na pressão
(ORVILLE, 1963; 1972). De acordo com Pollard (1983), a albitização é originada pela
substituição dos feldspatos alcalinos por albita sob a forma de: a) pertitas de substituição, que
normalmente se encontram sobrepostas às pertitas formadas por exsolução, b) substituição direta
do K e Ca pelo Na nos feldspatos alcalinos preexistentes formando albita em tabuleiro de xadrez
(chessboard), e c) formação de coroas trocadas nos contatos entre feldspatos alcalinos
adjacentes, dando origem à albita intergranular.
Diferentemente da albita, a escapolita é um mineral comumente de origem metamórfica
(MORA; VALLEY, 1989; OEN; LUSTENHOUVER, 1992; SERDYUCHENKO, 1975), mas há
autores que atribuem a ela uma origem metassomática (FRIETSCH et al, 1997; RAMSAY;
DAVIDSON, 1970). Mora e Valley (1989), por exemplo, defendem a idéia de formação da
escapolita a partir da reação do plagioclásio com calcita e halita durante o metamorfismo e
discordam da idéia de formação deste mineral a partir de reações metassomáticas das rochas com
salmouras de origem ígnea ou sedimentar, enriquecidas em Cl. Por outro lado, Hunt et al (2005)
defendem a idéia de formação da escapolita pela reação da albita com fluidos metamórficos
salinos, ricos em Cl, originados pela dissolução de seqüências evaporíticas (3Albita + NaCl ↔
Marialita). Para Ramsay e Davidson (1970) e Frietsch et al (1997), a escapolita é formada por
metamorfismo isoquímico e/ou por processos metassomáticos, e a fonte dos componentes
necessários para formá-la são comumente seqüências carbonáticas e evaporíticas, nas quais Cl
-
,
CO
3
2-
e SO
4
2-
são constituintes comuns. As variedades de origem metamórfica podem ser
formadas da fácies xisto-verde a granulito (MORA; VALLEY, 1989; SHAW, 1960) e sua
composição está relacionada à química das rochas hospedeiras e as condições de P e T na época
de sua cristalização (FRIETSCH et al, 1997). Elevadas P e T favorecem a formação de meionita,
enquanto a marialita é formada a ≈400°C a partir de fluidos com ≈40 mol% de NaCl (ORVILLE,
1975; VANKO; BISHOP, 1982). Estudos realizados sobre a gênese da escapolita e de seus
constituintes revelam que é necessário elevada atividade do íon Cl
-
para cristalizar escapolita rica
neste halógeno (ELLIS, 1978; ORVILLE, 1975; SHAW, 1960; VANKO; BISHOP, 1982).
Nesse contexto, comparativamente à albita e à Na-escapolita, os Na-anfibólios são menos
estudados. Na-anfibólios são originados por processos magmáticos e metassomáticos. As
variedades de origem hidrotermal são formadas por metamorfismo de contato ou pela
substituição do plagioclásio e piroxênio por anfibólios sódicos durante o metamorfismo
(HURLBUT; KLEIN, 1985; VANKO et al, 1995). Menos comumente, Na-anfibólios podem ser
formados durante a fenitização de rochas encaixantes, na zona de contato com intrusões alcalinas
e/ou carbonatíticas, via reações metassomáticas sob gradientes termais já atenuados como os que
caracterizam a uralitização dos piroxênios (HEINRICH, 1966).
6 DEPÓSITO SOSSEGO
6.1 PETROGRAFIA
As rochas estudadas compreendem granitos, metavulcânicas ácidas, rochas ricas em
biotita e gabros.
6.1.1 Granitos
Os granitos são rochas, em geral, alotriomórficas, isótropas a levemente orientadas, de
granulação fina a média (0,2 a 4 mm). A composição mineralógica original inferida é dada por
quartzo, plagioclásio, feldspato potássico
e biotita, os quais ocorrem em quantidades variadas,
além de alanita, titanita e zircão como fases acessórias. Os dados petrográficos, detalhados mais
abaixo, sugerem que elas abrangem o campo dos sienogranitos, granodioritos e tonalitos. A
inexpressiva proporção de minerais máficos reconhecidamente primários sugere que alguns
membros tenham sido trondhjemíticos. Palhetas de biotita bastante cloritizadas e carbonatadas
podem representar minerais máficos primários reliquiares
As rochas graníticas estão invariavelmente alteradas por processos de albitização (Fig. 4),
silicificação, anfibolitização, cloritização, sericitização, epidotização e carbonatação com
distribuição espacial que não obedece a nenhum padrão definido. A albitização é pré-
mineralização (SOUSA, 2005), a exemplo do que é constatado em vários depósitos de óxido Fe-
Cu-Au no mundo (MARK, 1998; POLLARD, 2001). A composição mineralógica atual é, assim,
bastante variada e, representada principalmente por albita, quartzo, Mg-hornblenda, actinolita,
clorita e epidoto, além de alanita, magnetita, mica branca (fengita), feldspato potássico, calcita,
titanita, hematita e zircão em quantidades subordinadas.
Quartzo: Figura como mineral primário e hidrotermal. Os grãos primários são muito variáveis
na forma, têm em geral contatos interpenetrantes, mostram forte extinção ondulante e bordos
corroídos, principalmente pela clorita. Via de regra, estão recristalizados quer nas bordas quer no
interior, com linhas de recristalização chegando a se cruzar. Localmente, esses grãos primários
são atravessados por cordões de quartzo microcristalino que sugerem um estágio inicial de
protomilonitização (Fig. 4.1a).
Quando hidrotermal, os cristais de quartzo tendem a ser euedrais, não mostram extinção
ondulante e têm granulação mais fina que o quartzo primário. Inclusões fluidas e finas palhetas
de clorita contidas nesse quartzo são comuns. Ocorre também em substituição ao plagioclásio
primário, gerando uma textura em forma de treliça que só raramente segue os planos de
maclamento (Fig. 4.1b). É também constituinte de vênulas monominerálicas (Fig. 4.1c) ou
poliminerálicas. Estas últimas são constituídas por diferentes proporções de quartzo, clorita,
calcita, calcopirita, magnetita, epidoto e alanita.
Plagioclásio: Ocorre como cristais primários e hidrotermais. Quando primários, formam grandes
cristais invariavelmente maclados, recristalizados, sobretudo nas bordas e menos comumente em
seu interior. A geminação mais comum é a polissintética (maclas bem finas), mas também se
observa a da albita, periclina e de Carlsbad. Os cristais polissintéticos estão bastante ou
levemente sericitizados e também epidotizados ou severamente consumidos pelo quartzo e
clorita, mascarando bastante as feições primárias. Os cristais mais grossos são xenomórficos e
estão contornados ou atravessados, em várias direções, por cordões granulares de plagioclásio ±
quartzo, denunciando deformação seguida de recristalização. Finas palhetas de clorita,
comumente intercrescida com fengita, substituem parcialmente este mineral, que pode estar
albitizado ou escapolitizado num padrão de substituição aleatório.
Os cristais de origem hidrotermal são representados pela albita. Foram identificadas duas
gerações desse mineral: albita I e II. A albita I tem formas irregulares a raramente subédricas,
bordas corroídas e contatos suturados tanto com cristais de mesma espécie como com grãos de
quartzo. Apresenta textura tabuleiro de xadrez (Fig. 4.2a) ou compõe vênulas poliminerálicas
junto com quartzo ± actinolita ± Mg-hornblenda. Mostra-se fraca a moderadamente substituída
por sericita, epidoto, clorita (intercrescida com fengita) ou quartzo. A albita II ocorre comumente
em vênulas monominerálicas, irregulares e sinuosas, e representa uma das fases mais tardias da
alteração hidrotermal, cortando minerais preexistentes (por exemplo, a albita I, feldspato
potássico e Mg-hornblenda; Fig. 4.2b) bem como vênulas de clorita.
Feldspato potássico: Raramente foram observados cristais de feldspato potássico, mas sua
preexistência foi inferida pela clássica textura em tabuleiro de xadrez que resulta da substituição
do feldspato potássico por albita. Alguns cristais reliquiares (microclina?) acham-se substituídos
também por quartzo. Pequenos grãos associados com actinolita parecem ser de origem
hidrotermal.
Biotita: Em quantidades bem modestas, ocorre em palhetas bastante cloritizadas e
carbonatizadas e podem representar fases primárias reliquiares.
Clorita e fengita: A clorita forma finas palhetas, geralmente associada ao epidoto. É comum
estar intercrescida com fengita. Em algumas rochas a cloritização se dá à custa dos feldspatos,
mas também está presente em vênulas monominerálicas. Nas amostras levemente orientadas, a
fengita está presente em maiores quantidades que a clorita e tem distribuição aleatória. É
possível, nesse caso, que a expressiva quantidade de mica derive da alteração do feldspato
potássico da matriz primária.
Anfibólios (actinolita/ Mg-hornblenda): Ocorrem em cristais tabulares subédricos a anédricos
alguns dos quais, quando em agregados, cortam grãos de albita, ou os substituem, em geral ao
longo dos planos de geminação (Fig. 4.2c). Normalmente a relação temporal entre actinolita e
Mg-hornblenda não fica clara, ambas ocorrendo juntas e foram distinguidas com segurança por
microscopia eletrônica de varredura (MEV). A elas se associam finos grãos de feldspato
potássico hidrotermal.
Epidoto: Está presente em vênulas, das quais comumente se projeta substituindo parcialmente
grãos de albita e clorita.
Magnetita: Em grãos subédricos a anédricos, geralmente finos e associados à clorita e fengita,
estão dispersos pelas rochas ou em vênulas poliminerálicas. Localmente, está parcial ou
totalmente substituída por hematita.
Calcita: Ocorre, juntamente com clorita e quartzo, em vênulas poliminerálicas isoladas ou em
malha tipo stockwork que corta as rochas. Localmente, substitui feldspatos e clorita.
Outras Fases: Zircão, titanita e alanita ocorrem em cristais subédricos dispersos ou em
agregados. A alanita forma tanto grãos euédricos associados a vênulas poliminerálicas como
cristais isolados.
Figura 4: Foto de testemunho de sondagem referente a granito albitizado cortado por finas vênulas de
epidoto.
Ep
Ab
Figura 4.1: Fotomicrografias de lâminas delgadas de granitóides: a) cristal de quartzo (Qtz) primário
recristalizado nas bordas e atravessado por cordão de quartzo microcristalino; b) plagioclásio primário
substituído por quartzo hidrotermal com geração de textura em treliça; e c) quartzo em vênula
monominerálica. Nicóis X.
Figura 4.2: Fotomicrografias de lâminas delgadas de granitóides: a) albita (Ab) com textura em tabuleiro
de xadrez; b) vênulas de albita II cortando cristais de anfibólio (Anf; obj. 5x); e c) albita em vênula
substituída por actinolita/Mg-hornblenda (Act/Mg-horn). Nicóis X.
a
b
Ab
Ab
Act/Mg-horn
a
b
c
c
Anf
Ab
Qtz
Qtz
6.1.2 Rochas metavulcânicas ácidas
As rochas metavulcânicas ácidas são em geral isótropas a levemente orientadas e de
granulação variada. Quando isótropas, preservam, a despeito da alteração, algumas feições
magmáticas primárias, notadamente a textura porfirítica, na qual fenocristais de plagioclásio e,
menos comumente, de quartzo (Fig. 4.3a e b) sobressaem na matriz.
Em geral, são rochas alotriomórficas, de granulação fina a média. Quartzo, plagioclásio e
microclina/ortoclásio eram seus mais prováveis constituintes primários. Os dados petrográficos,
detalhados abaixo, sugerem que elas abrangem o campo dos dacitos com predominância dos
andesitos e basaltos porfiríticos.
Nas variedades orientadas, a foliação é marcada pelos planos em que cristais de actinolita
se concentram. Paralelos a esses planos de foliação, há faixas mais grossas basicamente com os
mesmos minerais da matriz, porém com maiores proporções de actinolita. A composição
mineralógica atual é representada por epidoto, albita, actinolita, clorita, quartzo,
microclina/ortoclásio, escapolita, titanita, apatita, magnetita, alanita, calcita e sericita, sendo
epidotização, albitização, actinolitização e, em menor escala, cloritização, silicificação e
potassificação os principais processos hidrotermais a que essas rochas foram submetidas.
Quartzo: Ocorre como mineral primário e hidrotermal. Os grãos primários ocorrem na matriz e
como fenocristais. Os cristais de matriz são, em geral, subédricos a anédricos e exibem contatos
suturados entre eles, e retilíneos com os de feldspato e de calcita, mas, por outro lado, mostram
contatos corroídos com as palhetas de clorita, as quais os substituem discretamente. Os
fenocristais mostram-se deformados, com marcante extinção ondulante, e bastante corroídos nas
bordas pela matriz e, localmente, nas partes mais interiores.
Os cristais de quartzo hidrotermal tendem, geralmente, a ser euedrais, não mostram
extinção ondulante e têm granulação mais fina que os de quartzo primário. Localmente alguns
desses cristais incorporam-se à matriz como se fossem vênulas monominerálicas ou
poliminerálicas (quartzo ± epidoto ± albita ± actinolita ± clorita) difusas.
Plagioclásio: Ocorre em grãos primários e hidrotermais. Os cristais primários mostram
geminação polissintética ou de Carlsbad, enquanto os hidrotermais exibem textura em tabuleiro
de xadrez, denunciando a albitização da microclina/ortoclásio. No que concerne aos fenocristais,
estes apresentam formas irregulares a subarredondadas, muitos estando parcialmente
sericitizados e/ou actinolitizados, enquanto outros se acham parcial ou totalmente recristalizados,
formando mosaicos de grãos mais finos. É comum os fenocristais se mostrarem corroídos e
penetrados pela matriz. Alguns estão epidotizados em maior ou menor grau.
A albita hidrotermal refere-se àquela com textura em tabuleiro de xadrez (Fig. 4.3c).
Ocorre em vênulas e bolsões, apresentando cristais grandes maclados, comumente associados ao
quartzo e epidoto. Algumas das vênulas terminam em contato brusco com o material do bolsão
(feldspato potássico + calcita + quartzo) e nelas os cristais são maiores, mais límpidos e tendem
a formas mais euédricas, com a albita desenvolvendo maclamento polissintético um tanto quanto
irregular.
Nas variedades com pronunciada orientação da matriz notam-se agregados de cristais
finos a médios e subédricos de albita que se desenvolveram após a deformação alguns tendo
vênulas como canais alimentadores. Essas vênulas cortam os planos de foliação e são
constituídas por albita e titanita.
Feldspato Potássico: Ocorre, sobretudo, como mineral hidrotermal em rochas fortemente
alteradas, formando massas irregulares similares a bolsões junto ao quartzo e, em vênulas
bordejadas por epidoto (Fig. 4.3d). Grãos primários são raros, mas sua preexistência foi
confirmada em microssonda eletrônica, pois os cristais de albita, caracterizados pela clássica
textura em tabuleiro de xadrez, mostram núcleo de feldspato potássico e borda de albita (Anexo
1).
Via de regra, os cristais de feldspato potássico têm aspecto turvo como se estivessem
levemente argilizados. Registra-se uma leve carbonatação, que atingiu os grãos mais tardios
deste mineral.
Actinolita: Forma cristais médios subédricos e límpidos, que seccionam alguns cristais de
plagioclásio ou os substituem. Trata-se de cristais isolados anédricos e agregados irregulares
dispersos pela rocha. Localmente, concentram-se em pequenos bolsões, apresentando dimensões
bem mais expressivas. Ocorrem também em vênulas mono e poliminerálicas.
Epidoto: Desenvolve tanto cristais de granulação fina, isolados e anédricos como agregados
irregulares dispersos pelas rochas, em substituição ao material da matriz. Ocorre, mais
comumente, em veios e vênulas que se entrelaçam, alguns com traços sinuosos que se projetam e
chegam a incorporar material da parede encaixante. Distinguem-se veios monominerálicos,
alguns descontínuos e poliminerálicos constituídos por epidoto ± feldspato potássico ± albita ±
actinolita ± clorita ± titanita. Aparentemente, os veios monominerálicos foram formados
primeiro e reabertos em seguida, permitindo a entrada de fluidos que precipitaram, nas partes
mais centrais, feldspato potássico e em menores proporções albita (há evidências desta
substituindo aquele) e os demais minerais. O epidoto delineia as paredes de algumas vênulas e é
claramente substituído pelo feldspato potássico. Fraturas independentes abrigam veios
dominados por feldspato potássico, com pouco epidoto (capturado?) e com trechos ricos em
clorita + albita. As vênulas sinuosas anastomosadas são constituídas praticamente só de epidoto e
cortam, localmente, os veios monominerálicos.
Clorita: A cloritização atuou principalmente na matriz, na qual a clorita está presente em cristais
de granulação fina, isolados e em agregados, geralmente associados com a actinolita e/ou
epidoto.
Escapolita: Ocorre em cristais de granulação fina associados à albita, anfibólio, quartzo, epidoto
e magnetita na matriz da rocha. Foram reconhecidos somente no MEV-EDS, que acusou razão
média de Ca/Na = 1,5 e teor médio de Cl = 5%.
Titanita: Os grãos de titanita são raros e ocorrem em vênulas monominerálicas ou
poliminerálicas. As vênulas monominerálicas são descontínuas e cortam transversalmente os
planos de foliação.
Apatita: Em quantidades bem modestas, raros cristais de apatita estão presentes. Destacam-se
como porfiroblastos subarredondados na matriz, associados à albita, quartzo, actinolita e epidoto,
além de magnetita e titanita, que se encontram esparsamente distribuídas ou concentradas
localmente.
Outras fases: A alanita está presente em raros cristais, comumente, euédricos. Poucos, mas
grossos grãos de calcopirita e magnetita foram observados nessas rochas.
Figura 4.3: Fotomicrografias de lâminas delgadas de rochas metavulcânicas ácidas: a) textura porfirítica
com fenocristais de plagioclásio (Pl) em parte preservados; b) matriz fortemente orientada, que corrói as
bordas de fenocristal de quartzo (Qz); c) albita com textura em tabuleiro de xadrez (Ab) associada a
actinolita (Act); e d) vênulas perpendiculares de microclina/ortoclásio (Mc/Or), uma delas bordejada por
epidoto (Ep). Nicóis X.
6.1.3 Rochas ricas em biotita
Pela marcante foliação que apresentam, essas rochas têm sido classificadas pelos geólogos
da CVRD como biotita xistos. Contudo, por elas não serem resultado de metamorfismo regional,
este termo foi aqui preterido e dada preferência à designação de rochas ricas em biotita. Trata-se
de rochas, em geral, moderada a intensamente deformadas, que mostram grande variação na
granulação. Registra-se marcante microbandamento, em que bandas milimétricas a centimétricas
escuras, ricas em biotita, alternam-se com bandas mais claras, de similar espessura, nas quais
dominam escapolita ± quartzo (Fig. 4.4a-b). Algumas bandas são compostas quase que
exclusivamente por escapolita e é nessas bandas que a textura milonítica está bem mais
ressaltada.
As variedades mais deformadas apresentam textura porfiroclástica, em que fenocristais de
quartzo imersos em uma matriz fina mostram-se estirados na direção dos planos da foliação
milonítica (Fig. 4.4c).
a
Pl
b
50 µm
Qtz
c
Ab
Act
d
Mc/Or
Ep
As rochas moderadamente foliadas têm textura granoblástica e granulação fina a média,
com os grãos distribuídos em arranjo caótico refletindo um fluxo desordenado. Localmente, são
observados agregados lenticulares, de dimensões microscópicas e formados por finos cristais de
plagioclásio e escapolita (Ca/Na = 3-4 e Cl = 9-11% MEV-EDS), em meio à matriz (Fig. 4.4d-e).
Na constituição atual dessas rochas figuram quartzo, Cl-biotita, escapolita, anfibólio
(actinolita e hastingsita/ferropargasita), albita e turmalina, além de magnetita, feldspato
potássico, titanita, ilmenita e clorita em quantidades subordinadas. As análises petrográficas,
detalhadas abaixo, sugerem que, se derivadas de granitóides, elas eram de composição
granodiorítica, tendo quartzo, plagioclásio, feldspato potássico e biotita como principais minerais
primários.
Quartzo: Ocorre em maior abundância nas variedades intensamente deformadas, fazendo parte
da matriz juntamente com escapolita, Cl-biotita e turmalina que se concentram em faixas
milimétricas. Nas variedades moderada a intensamente foliadas, ocorre como mineral
hidrotermal constituindo vênulas e bolsões. Nas vênulas forma finos cristais subédricos
associados à calcita e não mostram extinção ondulante, enquanto nos bolsões os grãos são
anédricos e têm moderada extinção ondulante. Esses agregados estão recristalizados nas bordas,
indicando que a silicificação é anterior à milonitização (Fig. 4.4f).
Outro modo de ocorrência é em mosaicos, alguns poligonais, de grãos com formas e
tamanhos variados. De outra feita, alguns grãos, de forma subarredondada, parecem reliquiares,
mostrando-se invaginados por material micáceo ou substituídos por escapolita.
Biotita: É o principal mineral presente nas bandas escuras. Forma palhetas marrom
avermelhadas de dimensões variadas que se associam à hastingsita e à turmalina, e se distribuem
sem orientação preferencial ao longo da foliação milonítica. Algumas das palhetas revelam halos
pleocróicos gerados por pequenas inclusões de alanita. São comuns também finas palhetas desta
mica e finos grãos anédricos de anfibólio inclusos em minerais félsicos, notadamente quartzo e
escapolita, em típica textura poiquiloblástica.
Escapolita: É o mineral dominante nas microbandas mais claras (Fig. 4.4g), nas quais ocorre
associado ao quartzo e a pequenas proporções de biotita, hastingsita/ferropargasita e turmalina.
Seus cristais estão geralmente fraturados e localmente apresentam clivagem (Fig. 4.4h). Nas
rochas de granulação média, a escapolita faz par normalmente com o quartzo mais límpido,
formando cristais anédricos a subédricos com dimensões que não ultrapassam 2 mm. Alguns
deles estão parcial a totalmente recristalizados, quando então geram arranjos de grãos menores
em meio a grãos maiores.
Turmalina: Ocorre em cristais com até 0,6 mm de dimensão maior e de forma em geral
subarredondada, associados às palhetas de biotita. São mais comumente encontrados nas bandas
máficas, porém, com raridade, ocorrem, em faixas, semelhantes a vênulas, cortando os grandes
cristais de escapolita que constituem as bandas félsicas. Nas variedades moderadamente
deformadas os cristais tendem a formas subédricas e ocorrem em vênulas de turmalina >> albita
> feldspato potássico + titanita + clorita (Fig. 4.4i).
Anfibólios (hastingsita/ferropargasita e actinolita): A hastingsita/ferropargasita ocorre em
agregados de finos cristais e mostra, em geral, intenso pleocroismo de coloração verde azulada a
marrom. Alguns de seus cristais mostram-se bordejados ou mesmo cortados por vênulas de
actinolita, o que denuncia duas distintas gerações de anfibólio, a mais tardia representada pela
actinolita.
Plagioclásio: Três gerações deste mineral foram distinguidas. Uma representada pelos cristais
maiores (até 0,6 mm) e de formas muito irregulares, porém com maclamento polissintético bem
definido e substituição parcial para biotita + anfibólio. Outra, constituída por cristais menores,
refere-se à albita I com maclas mais largas e descontínuas, que caracterizam a textura em
tabuleiro de xadrez. Alguns cristais acham-se parcial a totalmente substituídos por escapolita
(Fig. 4.4j), enquanto outros mostram bordos corroídos por clorita. A geração mais tardia é
representada por microvênulas de albita II que atravessam a rocha e cortam cristais de turmalina
(Fig. 4.4k).
Magnetita: Não é abundante e está geralmente associada à biotita com a qual mostra contatos
sem sinais de reação. Muito localmente observam-se finas palhetas de biotita associadas à
magnetita, a qual é possivelmente primária e muito comumente apresenta lamelas de exsolução
de ilmenita.
Figura 4.4: Rocha rica em biotita: a) foto de testemunho de sondagem em que está ressaltada a forte
estruturação da rocha produzida por cisalhamento (Corpo Pista); b) fotomicrografia do microbandamento
caracterizado pela alternância de bandas claras (quartzo + escapolita) e escuras (biotita + anfibólio +
turmalina); c) fotomicrografia da textura porfiroclástica com grão de quartzo (Qtz) recristalizado e
estirado paralelamente aos planos de foliação da rocha; d) fotomicrografia de microagregados de
escapolita (Esc) e plagioclásio (Pl) desenvolvidos na matriz da rocha; e) imagem de elétrons
retroespalhados de cristais de plagioclásio (1) e escapolita (2) presentes na matriz da figura anterior.
c
a
b
0,5 mm
d
e
Pl + Esc
Qtz
Figura 4.4: Rocha rica em biotita: f) fotomicrografia de agregado policristalino de quartzo hidrotermal
em meio à matriz da rocha; g) fotomicrografia de cristais fraturados de escapolita (Esc) presentes nas
bandas félsicas; h) idem nas bandas ricas em biotita (Bt); i) fotomicrografia de vênula de turmalina (Tm)
cortando a foliação da rocha; j) fotomicrografia de cristal de albita I fortemente escapolitizado.
Esc
i
f
j
j
Esc
Ab
Qtz
Tm
Esc
Bt
g
h
Figura 4.4: Rocha rica em biotita: k) imagem de elétrons retroespalhados de vênulas de albita II (2 e 3)
cortando cristais de turmalina (1). Obs: Todas as fotomicrografias foram capturadas com luz transmitida e
polarizadores cruzados.
6.1.4 Gabros
As rochas gabróicas que ocorrem no depósito Sossego são, em geral, isótropas a
moderadamente deformadas, de coloração escura e granulação variada (Fig. 4.5a). Algumas
amostras preservam, a despeito da alteração, feições magmáticas primárias tal como a textura
ofítica, caracterizada hoje pela presença de ripas de plagioclásio envoltas por anfibólio (Fig.
4.5b).
As rochas mostram, via de regra, granulação fina a média e atualmente são constituídas
por plagioclásio, anfibólio e escapolita, além de biotita, clorita, apatita, clinozoisita, quartzo,
titanita, ilmenita e calcopirita em quantidades subordinadas.
As variedades deformadas exibem moderada orientação, tanto dos minerais máficos como
dos félsicos, e textura granoblástica a nematoblástica. Anfibolitização, escapolitização e
albitização são os principais tipos de alteração hidrotermal que afetaram essas rochas.
Plagioclásio: É reconhecido plagioclásio tanto primário como hidrotermal. Os cristais primários
apresentam dimensões de até 8 mm e forma variada, tendo sobrevivido à alteração nas rochas
fraca a moderadamente hidrotermalizadas. Nas variedades pouco alteradas, os cristais são finos
(até 0,6 mm de dimensão maior) e mostram contatos retilíneos com os cristais de mesma espécie
e maclamento do tipo Carslbad. Nas rochas moderadamente alteradas, formam grandes cristais,
mas ocorrem apenas localmente (Fig. 4.5c). Estão escapolitizados e levemente silicificados,
alguns preservando as maclas polissintéticas.
k
A variedade hidrotermal é representada pela albita I, caracterizada por apresentar textura
em tabuleiro de xadrez. Ocorre formando agregados de cristais subédricos a anédricos e em
vênulas. Quando em agregados, mostra bordos corroídos por escapolita, epidoto e calcopirita. As
vênulas cortam cristais de escapolita e nelas a albita desenvolve cristais menores e subédricos a
anédricos (Fig. 4.5d). Localmente, há grandes cristais parcialmente substituídos por escapolita.
Escapolita: Foram identificadas duas gerações deste mineral. Os cristais de primeira geração
(escapolita I) ocorrem em agregados (Fig. 4.5e) e em vênulas. Quando em agregados, em que se
associam à apatita, ilmenita e clinozoisita, apresentam formas subédricas a anédricas, sendo
produtos de substituição principalmente do plagioclásio e albita I. Exibem contatos suturados
com cristais de mesma espécie, bem como inclusões de quartzo, actinolita e biotita, que lhes
emprestam caráter poiquiloblástico. Quando em vênulas, a escapolita é dominante e a ela se
juntam biotita, Fe-tschermakita e apatita. A escapolita II ocorre em finas vênulas sinuosas
(escapolita + Fe-tschermakita), cortando os cristais de primeira geração e a
hastingsita/ferropargasita (Fig. 4.5f).
Anfibólio (Mg-hornblenda e actinolita): A Mg-hornblenda ocorre em agregados de grãos
subédricos a anédricos, fraturados e parcialmente substituídos por escapolita, epidoto e
actinolita. São comuns finas inclusões de ilmenita neste mineral. A actinolita tende a ser mais
euédrica e bem mais fina que a variedade descrita anteriormente, e ocorre, mais comumente, em
vênulas poliminerálicas (escapolita, biotita, actinolita e apatita) que cortam a rocha.
Biotita: Ocorre em substituição aos cristais de anfibólio e escapolita e, menos comumente, como
finas palhetas intersticiais. Está parcialmente cloritizada.
Titanita: Ocorre em cristais isolados e parcial a totalmente substituídos por ilmenita.
a
Figura 4.5: Rochas gabróicas: a) foto de testemunho de gabro com cristais bem desenvolvidos de
escapolita (marcas arredondadas); b) fotomicrografia de textura ofítica preservada, a despeito da
substituição da fase máfica primária por anfibólio (Lab = labradorita; Anf = anfibólio); c) fotomicrografia
de cristal de andesina (And) parcialmente substituído por quartzo; d) fotomicrografia de vênula de albita I
(Ab) cortando cristal de escapolita I (Esc) parcialmente epidotizado (Ep); e) fotomicrografia de agregados
de cristais de escapolita I (Esc) da primeira geração; e f) imagem de elétrons retro-espalhados de
escapolita II presente em microvênula (1 = escapolita; 2, 3 e 4 = anfibólio). Obs: todas as
fotomicrografias foram capturadas com nicóis X.
Esc
Ab
d
f
b
Lab
Anf
And
c
Esc
e
f
E
p
6.2 RELAÇÕES ENTRE DEFORMAÇÃO, ALTERAÇÃO HIDROTERMAL E
MINERALIZAÇÃO
Observações de ordem estrutural (VILLAS et al, 2005) indicam que a área do Sossego
experimentou, inicialmente, deformação sob um regime dúctil, o qual evoluiu para um regime
rúptil nos estágios mais tardios, sempre, porém, acompanhada de intensa circulação de fluidos
hidrotermais. Durante o regime dúctil, rochas foram cisalhadas e, em decorrência, gerados
milonitos, cujos mais notáveis representantes são as rochas ricas em biotita que registram grande
aporte de Na, K e Cl (metassomatismos sódico e potássico), sem, no entanto, precipitação
concomitante de sulfetos. Trata-se da fase pré-mineralização em que albitização I,
escapolitização, sericitização, biotitização e anfibolitização (hastingsita) foram os principais
processos de alteração. Seguiu-se a atenuação do esforço cisalhante com formação de
protomilonitos em regime caracteristicamente dúctil-rúptil. Com a atenuação do esforço
cisalhante, prevaleceram as condições da transição dúctil-rúptil e os principais produtos da
deformação foram os protomilonitos e rochas leve a moderadamente orientadas. Sob regime
rúptil, as rochas foram fraturadas e localmente brechadas, dando vez a entrada dos fluidos
responsáveis pela mineralização cupro-aurífera (calcopirita sobretudo) e pela intensa alteração
propilítica, representada principalmente pela produção de actinolita, epidoto, quartzo e, em
menor escala, clorita. O Fe-metassomatismo (magnetititos) é também dessa fase, embora as
evidências paragenéticas indiquem que muita da magnetita antecedeu a precipitação dos sulfetos.
Novos fraturamento e brechação ocorreram e marcam a fase pós-mineralização em que a
albitização II e a carbonatação são os processos hidrotermais mais significativos. O quadro
abaixo e a Figura 5 sintetizam estas diferentes fases e as relações com os tipos de alteração
hidrotermal.
Albitização I Cloritização Albitização II
E s c a p o l i t i z a ç ã o Carbonatização
Sericitização Actinolitização
Biotitização Epidotização
Anfibolitização
(hastingsita)
Silicificação
Magnetitização
Na + K + Cl Fe + Mg + P + Cu CO
2
+ Ca + Na
Pré-mineralização Sin-Mineralização Pós-mineralização
Figura 5: Relações entre as diferentes fases de mineralização e os tipos de fluidos.
6.3 QUÍMICA MINERAL
Os dados de química mineral foram obtidos para os principais minerais primários
(reliquiares) e hidrotermais que constituem os granitos, rochas metavulcânicas ácidas, ricas em
biotita e gabro do depósito Sossego. Dentre os minerais estudados figuram feldspato, escapolita,
biotita, clorita, anfibólio e turmalina.
O cálculo da fórmula estrutural foi realizado com base em 32 átomos de oxigênio para os
feldspatos, 12 para escapolita, 24 para biotita, 36 para clorita, 31 para turmalina e 24 para os
anfibólios.
6.3.1 Feldspatos
Dados químicos de feldspatos foram obtidos para os granitóides, rochas metavulcânicas
ácidas e ricas em biotita, bem como gabros (Anexo 1 e Fig. 6.1a). Nos granitóides, o feldspato
analisado corresponde à albita, nas quais ela é um dos principais minerais de alteração. Trata-se
da albita I que ocorre tanto na massa da rocha como em vênulas. As variedades presentes na
massa da rocha e em vênulas têm composições médias muito similares (Ab
99
An
0,8
Or
0,2
e
Ab
99
An
0,7
Or
0,4
, respectivamente), com as maiores diferenças se manifestando nos teores de
potássio da albita das vênulas (Anexo 1, Figs. 6.1a-b). Nas rochas metavulcânicas ácidas se
constata que alguns cristais de feldspato potássico estão albitizados nas bordas (Ab
99,3
An
0,3
Or
0,3
),
mas mantêm os núcleos intactos com composição média Ab
6,4
An
0
Or
93,6
. O feldspato potássico
hidrotermal, que compõe algumas vênulas, é mais puro (Ab
2,5
An
0,2
Or
97,3
) que a variedade
magmática. Nas rochas ricas em biotita, o feldspato é representado pela albita (Ab
97,3
An
2,3
Or
0,3
),
a qual ocorre em agregados de cristais límpidos com textura em tabuleiro de xadrez. Nas
amostras de gabro, foram identificados plagioclásios primário e hidrotermal. O plagioclásio
primário corresponde à labradorita (Ab
34,2
An
65,6
Or
0,2
) e ocorre como ripas que, nas amostras
parcialmente alteradas, pela perda de cálcio e ganho relativo de sódio, assumem composição da
andesina (Ab
61,4
An
38
Or
0,5
) e ocorrem em grandes cristais parcialmente escapolitizados. A
variedade hidrotermal corresponde à albita (Ab
99,5
An
0,5
) e forma finos cristais com textura em
tabuleiro de xadrez presentes na massa da rocha. Em geral, a albita das rochas ricas em biotita é
mais pobre em Na
2
O do que aquela presente nos granitos, metavulcânicas e gabro (Fig. 6,1a).
a
Figura 6.1: Composição química dos feldspatos dos granitos (GRA), rochas metavulcânicas ácidas
(MVA), ricas em biotita (BIX) e gabro (GBA) do depósito Sossego: a) diagrama Or-Ab-An de
classificação de feldspatos; e b) diagrama binário CaO vs. Na
2
O.
6.3.2 Escapolita
Nas rochas ricas em biotita foram analisados porfiroblastos de escapolita presentes tanto
nas bandas félsicas como nas máficas. Nas primeiras, o conteúdo de meionita [Me = 100 x
Ca/(Ca + Na + K)] varia entre 28 e 34% com teores de Cl registrando 3 a 3,6% em peso (Fig.
6.2b). Nas bandas máficas, o teor de meionita é mais variado e um pouco mais elevado do que o
dos porfiroblastos das bandas félsicas (Me = 21 a 38%), e os teores de Cl são comparáveis (3 a
4% em peso).
A escapolita do gabro ocorre como agregados de cristais na massa da rocha e em vênulas.
Quando em agregados, revela conteúdo de meionita entre 27 e 30% com 3,5 a 3,8% em peso de
Cl (Fig. 6.2b). A variedade presente nas vênulas é um pouco mais pobre em cálcio (Me = 23 a
26%) e levemente mais rica em cloro (3,8 a 4% em peso). Em ambos os casos, a escapolita pode
ser igualmente classificada como dipiro (DEER; HOWIE; ZUSSMAN, 1966).
b
Destaca-se, especialmente nas rochas ricas em biotita, a relação linear entre os teores de
Na
2
O e CaO (Fig. 6.2c) e que quanto maior o conteúdo de Na
2
O, maior é a concentração de Cl
na escapolita (Fig. 6.2d).
Figura 6.2: Variação composicional da escapolita das rochas ricas em biotita (BIX) e gabro (GBA) do
depósito Sossego: a) diagrama Me [100 x Ca/(Ca + Na + K)] vs. Cl (nº de átomos na fórmula unitária); b)
diagrama Me [100 x Ca/(Ca + Na + K)] vs. Cl (% em peso); c) diagrama Na
2
O vs. CaO e d) diagrama Cl
vs. Na
2
O.
6.3.3 Biotita
As variedades de biotita presentes nos granitos e rochas ricas em biotita ocupam campos
distintos no diagrama Al
VI
x Fe/(Fe + Mg), que estão separados, à exceção de um ponto, pela
linha correspondente à fração molar Fe/(Fe +Mg) = 0,5. Nos granitos a biotita é mais anítica e,
em geral, mais empobrecida em Al
VI
, que a das rochas ricas em biotita (Fig. 6.3a). Além disso, a
biotita dos GRA é moderadamente menos aluminosa (Fig. 6.3b) e apresenta teores comparáveis
a
b
c
d
de TiO
2
, relativamente mais elevados de BaO e Cl, e mais baixos de F (Anexo 3, Figs. 6.3c e
6.3d).
6.3.4 Clorita
A clorita analisada provém das rochas ricas em biotita e dos granitos (Anexo 4). Nas
primeiras, ela mostra variação de 0,2 a 0,6 na fração molar Fe/(Fe+Mg) e de 2,04 a 2,44 no
conteúdo de Al tetraédrico, o que leva a classificá-la como clinocloro (BAILEY, 1988; Fig.
6.4a). À parte os componentes maiores, têm alguma expressão os teores de TiO
2
, MnO e Cl,
embora não ultrapassem 0,2% (Anexo 4). Quando plotadas no diagrama de Bayliss (1975), pode-
se observar que as variedades são clinocloro e Fe-clinocloro (Fig. 6.4b). Nos granitos, ela é mais
rica em Fe (X
Fe
= 0,46 a 0,6) e o conteúdo de Al
IV
varia de 1,97 a 2,53, fazendo com que a
maioria dos pontos ocupe o campo da chamosita (BAILEY, 1988; Fig. 6.4a). No diagrama de
Bayliss (1975), as análises pontuais caem no campo do Fe-clinocloro e Mg-chamosita, com Si
entre 5,47 e 5,85 (Fig. 6.4b).
Cálculos geotermométricos (CATHELINEAU, 1988) indicam que a temperatura de
formação da clorita nos granitos e rochas ricas em biotita variou, respectivamente, entre 302 e
312°C e 283 e 315°C.
Figura 6.3: Variação composicional da biotita presente nos granitos (GRA) e rochas ricas em biotita
(BIX) do depósito Sossego, de acordo com os diagramas: a) Al
VI
vs.Fe/(Fe+Mg); b) Al
total
vs.
Fe/(Fe+Mg); c) Fe/(Fe+Mg) vs. Ti; e d) Fe/(Fe+Mg) vs. F/Cl.
Figura 6.4: Variação composicional da clorita dos granitos (GRA) e rochas ricas em biotita (BIX) do
depósito do Sossego, de acordo com os diagramas: a) Al
IV
vs. Fe/(Fe+Mg); e b) Fe/(Fe+Mg) vs. Si (nº de
átomos por fórmula unitária). Legenda de acordo com a Figura 6.3.
Fonte: Figura a - classificação baseada em Bailey (1988).
Figura b - classificação baseada em Bayliss (1975).
a
b
c
d
a
b
6.3.5 Anfibólios
Foram analisados cristais de anfibólio constituintes dos granitos, rochas metavulcânicas
ácidas, ricas em biotita e gabro. Todos são cálcicos e mostram teor de CaO entre 10,6 e 12,5 %,
(Ca+Na)
B
> 1 e Na
B
< 0,5 (Fig. 6.5a). As variedades com Ca
B
≥ 1,5 e (Na+K)
A
< 0,5 distribuem-
se pelos campos da actinolita e Mg-hornblenda (Fig. 6.5b), e ocorrem nos granitos, rochas
metavulcânicas ácidas, ricas em biotita e gabro. Aquelas com Ca
B
≥ 1,5 e (Na+K)
A
≥ 0,5 ocupam
o campo da hastingsita/ferropargasita (Fig. 6.5c), tendo sido somente identificadas nas rochas
ricas em biotita. A concentração de Cl aumenta, em geral, com o aumento do conteúdo de Fe e
K, tornando-se, assim, mais elevada na hastingsita/ferropargasita. Os teores médios de F cobrem
o intervalo de 0 a 0,2% (Anexo 5).
Figura 6.5: Variação composicional dos anfibólios presentes nos granitos (GRA), rochas metavulcânicas
ácidas (MVA), ricas em biotita (BIX) e gabro (GBA) do depósito do Sossego. a) diagrama discriminante
dos quatro grandes grupos químicos dos anfibólios; b) e c) diagramas de classificação dos anfibólios
cálcicos.
Fonte: Figura a - Leake (1978).
Figuras b e c: Leake et al, (1997).
a
b
c
6.3.6 Turmalina
Os dados químicos referem-se à turmalina encontrada nas rochas ricas em biotita. A
fração molar Mg/(Mg+Fe) e a razão Mg/Fe variam de 0,5 a 0,75 e de 1 a 3 revelando, portanto,
composição dravítica (Fig. 6.6). Na fórmula estrutural unitária o Al
total
varia entre 7,6 e 9,1
(Anexo 6). Nos diagramas ternários Ca-Fe-Mg (Fig. 6.6.1) e Al-Fe-Mg (Fig. 6.6.2), os pontos
analíticos caem nos campos das rochas metassedimentares, de natureza siliciclástica e/ou
carbonática, e distantes do campo ocupado por turmalina de vinculação com rochas granitóides.
Figura 6.6: Diagrama Na/(Na+Ca) vs. Fe/(Fe+Mg), que classifica a turmalina das rochas ricas em biotita
do depósito Sossego como dravita. Legenda de acordo com a Figura 6.1.
Figura 6.6.1: Diagrama ternário Ca-Fe-Mg para turmalina, no qual a composição da turmalina das rochas
ricas em biotita do depósito Sossego é indicativa de formação em ambiência metassedimentar. Legenda
de acordo com a Figura 6.1.
Fonte: Henry e Guidotti (1985).
Figura 6.6.2: Diagrama ternário Al-Fe-Mg para turmalina, no qual a composição da turmalina das rochas
ricas em biotita do depósito Sossego é indicativa de formação em ambiência metassedimentar. Legenda
de acordo com a Figura 6.1.
Fonte: Henry e Guidotti (1985).
6.4 GEOQUÍMICA DAS ROCHAS
6.4.1 Granitóides
Os resultados das análises químicas das rochas granitóides estudadas mostram uma ampla
variação composicional. As variedades albitizadas são caracterizadas por Na
2
O = 4,5 a 8,2%,
CaO = 0,3 a 4,6%, K
2
O = 0,1 a 1,2%, Rb = < 5 a 46 ppm e Sr = 45 a 292 ppm (Anexo 7). Na
Figura 7.1a-f observa-se que os teores de CaO, K
2
O, Fe
2
O
3
e MgO, diminuem com o aumento
do teor de Na
2
O, enquanto a SiO
2
aumenta. Como foi visto na descrição petrográfica, dentre os
mais prováveis constituintes primários dos granitóides figuram feldspato potássico e biotita.
Nesse particular, os baixos teores de Rb, K
2
O, Fe
2
O
3
e MgO podem ser explicados pela
destruição do fedspato alcalino e biotita ígneos visto que, além dos elementos maiores citados,
esses minerais são responsáveis pela concentração da maior parte do Rb presente na crosta
(HART; ALDRICH, 1967; SEN; NOCHOLDS; ALLEN, 1959; WEDEPOHL, 1970). As
concentrações de Ba registram intervalos de 12-117 ppm (Anexo 7). A composição química
dessas rochas está dentro do intervalo citado por diversos autores para rochas albitizadas de
origem metassomática (ABDALLA et al, 1996; MAGHRAOUI et al, 2002; MARK, 1998;
SCHWARTZ, 1992). As variedades com abundante clorita e quartzo revelam CaO = 1,8 a 2,3%,
K
2
O = 0,2 a 1,2% e MgO = 0,7 a 2,2%, Fe
2
O
3
= 0,1 a 3,4%, FeO = 5% e SiO
2
= 69,2 a 70,3%. A
amostra com abundante mica branca e, em menor escala, clorita e calcita revela SiO
2
= 44,2%,
Na
2
O = 0,32% e Al
2
O
3
= 7,2%, K
2
O = 2,4%, Fe
2
O
3
= 11,1%, MgO = 4,6% e CaO = 13%.
No conjunto, os granitóides revelam, em geral, baixos teores de Nb (<5 a 50 ppm) e Y
(10 a 147 ppm) e moderados de Zr (70 a 346 ppm). A soma dos teores dos elementos terras
raras, varia entre 20 e 738 ppm (Anexo 7) com dominância das terras raras leves [ΣETRL (La ao
Sm) = 19 a 694 ppm] sobre as pesadas [ΣETRP (Gd ao Lu) = 1,2 a 42 ppm], as primeiras sendo
mais fracionadas [(La/Sm)
N
= 4,5-14,3] contra [(Gd/Yb)
N
= 1,3-5,5]. Esta distribuição confere
um padrão caracterizado por moderada inclinação, no qual se destacam anomalias negativas de
Eu (Eu/Eu* = 0,3-0,9), à exceção da amostra F281 (Eu/Eu* = 1,4).
6.4.2 Rochas metavulcânicas ácidas
A composição das rochas metavulcânicas ácidas é também bastante variável,
notadamente com relação aos conteúdos de SiO
2
, CaO, Na
2
O, K
2
O, Fe
2
O
3(t)
, MgO, Rb, Sr e Ba
(Anexo 8), fornecendo razões Na/Ca e Na/K que variam, respectivamente, de 0,3 a 3,7 e de 0,2 a
111,3. Os mais elevados teores de Fe
2
O
3(t)
(9,8 a 10,2%), MgO (5,9 a 7,3%) e CaO (3,5 a 4,5%)
correspondem às rochas epidotizadas e anfibolitizadas, enquanto as amostras albitizadas
apresentam Na
2
O = 8,7 a 9%, Fe
2
O
3
= 2,1 a 5,3%, K
2
O = 0,07 a 0,1%, MgO = 2,6 a 2,7%. Os
mais elevados teores de SiO
2
(63 a 65,7%) são constatados nas amsotras mais ricas em quartzo.
Em geral, apresentam baixos teores de Nb (6 a 18 ppm) e Y (12 a 21 ppm) e moderados de Zr
(87 a 232 ppm). Diagramas binários (Fig. 7.2a-e) revelam que as concentrações de Fe
2
O
3
, MgO,
CaO e K
2
O diminuem com o aumento do teor de Na
2
O. Assim como nos granitóides, o teor de
Na
2
O tende a aumentar com o aumento da SiO
2
. Como foi visto, as rochas metavulcânicas,
muito provavelmente, eram constituídas basicamente pelos mesmos minerais, porém em
proporções diferentes, que os granitóides, o que justifica seus comportamentos geoquímicos
semelhantes. O padrão de distribuição dos elementos terras raras é similar ao dos granitóides,
porém revela anomalia negativa de Eu (Eu/Eu* = 0,6 a 0,9) e, em geral, mais elevadas razões
(La/Yb)
N
= 11,9 a 95,8 (Anexo 8; Fig. 7.5b).
6.4.3 Rochas ricas em biotita
As composições químicas das rochas ricas em biotita constam no Anexo 9. A variação
nos teores de SiO
2
, Al
2
O
3
, Na
2
O e CaO são devidos à abundância de quartzo e escapolita,
enquanto os de Fe
2
O
3
, MgO e K
2
O refletem as significativas concentrações de biotita e, em
menor escala, de anfibólio. A Figura 7.3a-e mostra a variação dos demais elementos maiores em
relação ao Na
2
O. Observa-se que, em geral, com aumento do teor de Na
2
O, os teores de Fe
2
O
3
,
MgO, CaO e K
2
O tendem a diminuir, e os de SiO
2
a aumentar. Essas rochas registram amplas
variações nos conteúdos de Rb (37 a 183 ppm), Sr (115 a 230 ppm), Ba (87 a 1275 ppm) e Zr
(54 a 197 ppm), e pequenas nos de Y (5 a 28 ppm) e Nb (4 a 12 ppm). Mostram, também,
amplas variações nas razões Na/K (0,6 a 5,5) e Na/Ca (0,9 a 1,9). O padrão de distribuição dos
elementos terras raras é bastante similar ao dos granitos e rochas metavulcânicas ácidas, porém
mostram mais elevadas razões de (La/Yb)
N
(1,9 a 64,5) e de (La/Sm)
N
(2,4 a 49,1), e, em geral,
mais baixas de Eu/Eu* (0,7 a 2,7) (Anexo 9; Fig. 7.5c).
6.4.4 Gabros
Os dados químicos das rochas gabróicas são dados no Anexo 10. Os teores de SiO
2
refletem, em parte, a composição original, enquanto os de Fe
2
O
3(t)
, MgO e CaO são consistentes
com o fato de os anfibólios cálcicos serem abundantes. Os mais elevados teores de Na
2
O
associados aos de CaO são registrados nas variedades com abundante escapolita (Fig. 7.4a-e).
Mostram ainda amplas variações nos teores de Rb (10 a 116 ppm), Sr (83 a 396 ppm), Ba (70 a
1394 ppm) e Cu (9 a 5687 ppm) (Anexo 10). A soma dos teores dos elementos terras raras para
essas rochas varia entre 22 e 108 ppm com leve enriquecimento nas terras raras leves [(La/Sm)
N
= 1 a 5,7] em relação às pesadas [(Ga/Yb)
N
= 1 a 1,7], o que confere um padrão de distribuição
subparalelo com fraca anomalia positiva de Eu (Eu/Eu* = 1 a 1,6) (Fig. 7.5d).
a
b
c
d
e
f
Figura 7.1: Diagramas de variação composicional das rochas granitóides do depósito Sossego. a) Na
2
O
vs. CaO; b) Na
2
O vs. K
2
O; c) Na
2
O vs. Fe
2
O
3
; d) Na
2
O vs. FeO; e) Na
2
O vs. MgO; f) Na
2
O vs. SiO
2
; g)
CaO vs. Sr; e h) K
2
O vs. Rb. Obs.: A concentração dos óxidos é dada em % em peso e, dos elementos
traço em ppm.
g
h
Figura 7.2: Diagramas de variação composicional das rochas metavulcânicas ácidas do depósito
Sossego: a) SiO
2
vs. Na
2
O; b) Fe
2
O
3
vs. Na
2
O; c) MgO vs. Na
2
O; d) CaO vs. Na
2
O; e e) K
2
O vs. Na
2
O.
Obs.: A concentração de todos os óxidos está em % em peso.
a
c
d
e
b
Figura 7.3: Diagramas de variação composicional das rochas ricas em biotita do depósito Sossego: a)
SiO
2
vs. Na
2
O; b) Fe
2
O
3
vs. Na
2
O; c) MgO vs. Na
2
O; d) CaO vs. Na
2
O; e e) K
2
O vs. Na
2
O. Obs.: A
concentração de todos os óxidos é dada em % em peso.
b
c
d
e
a
Figura 7.4: Diagramas de variação composicional dos gabros do depósito Sossego: a) SiO
2
vs. Na
2
O; b)
Fe
2
O
3
vs. Na
2
O; c) MgO vs. Na
2
O; d) CaO vs. Na
2
O; e e) K
2
O vs. Na
2
O. Obs.: A concentração de todos os
óxidos é dada em % em peso.
a
b
c d
e
Figura 7.5: Padrão de distribuição dos elementos terras raras de rochas do depósito do Sossego: a)
granitos; b) metavulcânicas ácidas; c) rochas ricas em biotita; e d) gabros. Notar o forte fracionamento
dos ETRL em relação aos ETRP nos granitóides, rochas metavulcânicas ácidas e rochas ricas em biotita,
e o padrão subhorizontalizado dos gabros. Normalização pelo condrito C1.
Fonte: Evensen, Hamilton e Nions (1978).
a
b
c
d
7 SERRA DOURADA
Na região de Serra Dourada (Fig. 1.2), foram identificados granitóides (sienogranitos,
granodioritos e tonalitos), rochas hidrotermalizadas ricas em escapolita, albititos, metadiabásios
e granitos milonitizados.
7.1 PETROGRAFIA
7.1.1 Rochas granitóides
a) Sienogranitos
Essas rochas têm coloração cinza rosada (Fig. 8.1a), granulação fina a média e leve
foliação segundo N10°E, estando cortadas por diques de composição quartzo-feldspática de
direção geral N70°E (Fig. 8.1b-c).
Apresentam textura alotriomórfica a hipidiomórfica, com tamanho dos grãos entre 0,2 e
2,5 mm, e composição mineralógica (Anexo 11) que inclui microclina/ortoclásio (31,1-44,6%),
quartzo (37,2-52,8%) e plagioclásio (7,5-18,2%), além de biotita em pequenas proporções (Fig.
8.1d e 8.5a-b).
Microclina: Os cristais são subédricos e, dentre todos os presentes na rocha, os de maiores
dimensões. O maclamento xadrez é distinto e a maioria dos cristais apresenta intercrescimento
pertítico do tipo filete (string; SMITH, 1974). Localmente, mostram inclusões euédricas de
albita e quartzo, e, nas variedades levemente alteradas, estão parcialmente albitizados.
Quartzo: Forma cristais anédricos, os quais, via de regra, mostram extinção ondulante. Alguns
ocupam os interstícios entre grãos de feldspato, enquanto outros ocorrem como inclusões
subarredondadas em cristais de microclina/ortoclásio e, menos comumente, nos de albita. Há,
assim, duas gerações de quartzo magmático. A primeira é representada pelas inclusões
relativamente euédricas e a outra pelos cristais intergranulares, que durante a cristalização
disputaram espaços com a albita e o feldspato potássico.
Albita: Análises pontuais em microssonda eletrônica revelam que o plagioclásio primário é uma
albita com teores de Na
2
O entre 10,22 e 11,44% em peso. Os cristais são subédricos e de
dimensões milimétricas, com maclamento dos tipos albita e albita-Carlsbad. As maclas estão,
localmente, encurvadas, denunciando que a rocha foi submetida à deformação. Alguns cristais
mostram bordos corroídos por cristais de microclina/ortoclásio, o que indica que pelo menos
parte da albita foi mais precocemente precipitada. De acordo com os critérios utilizados por
Corretge e Martinez (1975) para distinguir albita magmática e metassomática, as características
descritas acima são consistentes com uma origem magmática.
Biotita e muscovita: Ocorrem apenas localmente. A primeira aparece em grãos intersticiais e a
última está associada ao plagioclásio.
Figuras 8.1: Sienogranitos: a) foto de amostra de mão de sienogranito; b e c) fotos de afloramento de
sienogranito (as manchas escuras e esparsas são de gotas de chuva) cortado por diques de composição
quartzo-feldspática; e d) fotomicrografia (nicóis X) da textura e dos principais minerais constituintes dos
sienogranitos (Ab = albita, Qtz = quartzo, Fk = feldspato potássico).
a
b
c
Ab
Qtz
Fk
d
b) Granodioritos
São rochas que contêm 33,1-43,5% de plagioclásio, 26,2-37,3% de quartzo, 33,1-43,5%
de feldspato potássico, 12,3% de anfibólio, 5,7-10% de biotita e 0,9-3% de titanita (Fig. 8.5a-b;
Anexo 11). Trata-se de rochas isótropas a fracamente orientadas, leucocráticas, de coloração rosa
acinzentada e granulação média a grossa (Fig. 8.2a). Os maiores cristais têm dimensões
centimétricas e são de feldspato potássico (Fig. 8.2b). Essas rochas, da mesma forma que os
sienogranitos, estão cortadas por fraturas preenchidas por material quartzo feldspático. Na
variedade rica em minerais máficos (Anexo 11) são observados enclaves de dimensões
centimétricas a métricas (Fig. 8.3a-d) de composição tonalítica. Em alguns locais, registram-se
sinais de migmatização com geração de estruturas de fluxo, casos em que os enclaves se
assemelham a xenólitos (Fig. 8.3e-g).
A textura é xenomórfica a hipidiomórfica e o tamanho dos grãos varia de 0,2 a 8 mm.
Grandes cristais de feldspato potássico e, menos comumente, de plagioclásio destacam-se na
rocha, que é também constituída por quartzo, anfibólio e biotita (Fig. 8.2c-d). Os minerais
acessórios primários são representados por zircão, apatita e magnetita. Dentre as fases
hidrotermais, figuram clorita e epidoto.
Feldspato potássico: Forma os maiores cristais, em geral subédricos, que mostram contatos
irregulares com os cristais de quartzo e oligoclásio e, retilíneos com os de anfibólio e biotita. A
maioria dos cristais é pertítica, mas outros revelam o característico maclamento xadrez da
microclina. Inclusões de plagioclásio são comuns neste mineral, que, localmente, acha-se
substituído por clorita. Alguns deles envolvem total ou parcialmente o plagioclásio, quando
então se observa textura mirmequítica.
Plagioclásio: É comumente subédrico com maclamento do tipo albita e albita-Carlsbad. Alguns
cristais, assim como os de feldspato potássico, estão levemente sericitizados e epidotizados,
enquanto outros mostram as maclas polissintéticas encurvadas (Fig. 8.2d). Análises em
microssonda revelam que o plagioclásio é do tipo oligoclásio com An
17-25
.
Quartzo: Foram identificadas duas gerações de quartzo magmático. Os cristais de primeira
geração ocorrem comumente como inclusões arredondadas a subarredondadas em cristais de
plagioclásio e feldspato potássico. Aqueles de segunda geração ocorrem sob a forma intersticial
e mostram extinção ondulante. Estão recristalizados nas bordas e, menos comumente, em seu
interior. Ocorre ainda sob a forma de intercrescimento mirmequítico em cristais de plagioclásio
em contato com a microclina (8.2c).
Anfibólio: É representado, muito provavelmente, pela hornblenda, que revela pleocroismo X =
verde pálido, Y = verde e Z = marrom esverdeado, forma variada e está incipientemente
substituído por biotita. É comum a formação de agregados deste mineral em associação com o
plagioclásio. Apresenta inclusões de magnetita e apatita.
Biotita: Ocorre como cristais subédricos a anédricos, com pleocroismo Z= Y= marrom escuro e
X= amarelo amarronzado. É comum estar intercrescida com anfibólio, mostra inclusões de
apatita e está levemente epidotizada e cloritizada.
Epidoto: Ocorre associado à clorita e como produto de substituição do plagioclásio e biotita.
Zircão: É geralmente euédrico, tem coloração marrom pálido e está incluso no quartzo e
plagioclásio.
Apatita: Ocorre em finos cristais prismáticos e tabulares associados à biotita e anfibólio.
Figura 8.2: Granodioritos: a) foto de amostra de mão de granodiorito com enclave (Enc); b) foto de
afloramento de granodiorito com cristais centimétricos de feldspato potássico (Fk); c) fotomicrografia
(nicóis X) da textura alotriomórfica dos granodioritos com destaque na parte central para intercrescimento
mirmequítico (Fk = feldspato potássico, Pl = plagioclásio, Qtz = quartzo); e d) cristal de oligoclásio (Ol)
com maclas levemente encurvadas (Anf = anfibólio).
Enc
Fk
Pl
Qtz
b
a
c
d
Ol
Anf
Qtz
Fk
c) Enclaves
Os enclaves revelam composição tonalítica com 18,9-22,9% de quartzo, 26,2-33,5% de
plagioclásio, 27,8-36,8% de anfibólio, 9,4-21,5% de biotita e 1,4-1,6% de titanita (Fig. 8.5a-b;
Anexo 11). As fases acessórias são representadas por zircão e apatita. Dentre os minerais
hidrotermais figuram biotita (substitui o plagioclásio), clorita (substitui a biotita primária),
epidoto (substitui, localmente, o anfibólio) e albita (lamelas na biotita primária). A abundância de
minerais máficos confere a eles índice de cor mesocrático, o que os ressalta na massa
granodiorítica leucocrática circundante. A forma varia de achatada a alongada e amendoada. Suas
dimensões variam de centimétrica a métrica (Fig. 8.3a-g).
Apresentam textura inequigranular, xenomórfica a hipidiomórfica. Uma das amostras está
moderadamente deformada, tendo orientação definida pela disposição planar de cristais de
biotita e anfibólio.
Anfibólio: Ocorre em cristais de granulação variada (0,1 a 1,4 mm), orientados, os quais
mostram, em geral, contatos retilíneos entre si e com os de biotita. São zonados, com a parte
central pleocróica e os bordos verde mais intenso e não pleocróicos, identificados, por
microssonda eletrônica, respectivamente como Mg-hornblenda e hastingsita/ferropargasita (Fig
8.3h e Anexo 19). Estão localmente substituídos por biotita e epidoto ao longo dos planos de
clivagem. Inclusões de titanita e quartzo euédricos a subédricos são comuns.
Quartzo: Foram identificadas duas gerações de quartzo. A primeira ocorre como inclusões
arredondadas a subarredondadas em cristais de anfibólio, biotita e, menos comumente,
plagioclásio. A segunda é representada por grãos intersticiais que mostram forte extinção
ondulante e bordos corroídos por biotita.
Plagioclásio: Constitui os maiores cristais (0,2-4 mm), em geral, subédricos. O maclamento mais
comum é segundo a lei da albita, embora ocorra também o de Carlsbad. Os cristais mais grossos
estão fracamente sericitizados e biotitizados. A biotita os substitui geralmente ao longo dos
planos de geminação. Mostram contatos retilíneos com cristais de mesma espécie e bordos
corroídos pela biotita. Os cristais menores são límpidos, xenomórficos a hipidiomórficos com
maclamento do tipo albita. Análises em microssonda revelam que o teor de An desse mineral
varia entre 24 e 29% sendo, portanto, a variedade oligoclásio (Anexo 14).
Biotita: Há duas variedades de biotita: magmática e hidrotermal. A magmática ocorre, em geral,
associada ao anfibólio em espaços intersticiais. Está levemente cloritizada e, localmente, acha-se
substituída por albita (Fig. 8.3i). A fase hidrotermal ocorre em finos cristais em substituição ao
plagioclásio e anfibólio.
Titanita: Forma cristais euédricos a subédricos, parcialmente oxidados que estão dispersos pela
rocha e comumente associados ao anfibólio.
Zircão e apatita: São euédricos e estão inclusos principalmente no quartzo.
a
b
c
d
e
f
Figura 8.3: Fotos de afloramentos de granodiorito: a, b, c, d, g) enclaves de formas e tamanhos variados;
e) linhas de fluxo, f) enclaves de forma irregular; h) fotomicrografia de cristal de anfibólio com
zoneamento (Mg-horn: Mg-hornblenda e Hast/Fe-parg: hastingsita/ferropargasita; nicóis X); e i)
fotomicrografia (nicóis X, objetiva: 50x) de biotita cloritizada e parcialmente substituída por albita (Bt =
biotita, Ab = albita).
d) Tonalito
A única amostra de tonalito estudada revela 35% de plagioclásio, 30,3% de quartzo,
26,7% de anfibólio e 8% de biotita o que permitiu classificá-la como tonalito (Fig. 8.5a-b; Anexo
11). Os minerais acessórios são titanita e apatita. As fases hidrotermais são representadas por
pequenas proporções de clorita, epidoto, biotita e sericita. Trata-se de uma rocha mesocrática de
coloração acinzentada e granulação média (Fig. 8.4a), que estão em contato com rochas
albitizadas (Fig. 8.4b, c) e cortadas por diques de composição, muito provavelmente, quartzo-
feldspática (Fig. 8.4d). Ocorrem, como já visto, também como enclaves decimétricos a métricos
nos granodioritos.
Essa rocha apresenta textura xenomórfica a hipidiomórfica e está leve a moderadamente
deformada.
Mg-horn
Hast/Fe-parg
h
g
Bt
Ab
i
Plagioclásio: Ocorre em grandes cristais que estão invariavelmente maclados. A geminação
mais comum é a polissintética (com maclas finas e, localmente, deformadas), mas também são
observadas as da albita e Carlsbad. Esses grandes cristais são subédricos e estão levemente
sericitizados e biotitizados, sendo este último tipo de alteração o mais comum. Apresenta
inclusões de Mg-hornblenda, magnetita e apatita e bordos corroídos por Mg-hornblenda e biotita.
Alguns cristais estão zonados. Ao ser analisado em microssonda eletrônica revela An = 22 a 36%
(Anexo 14).
Quartzo: Tem forma variada, mostra forte extinção ondulante e sinais de recristalização. Ocorre
intersticialmente e como inclusões subarredondadas em cristais de plagioclásio.
Anfibólio: Ocorre em cristais subédricos a anédricos e está sendo substituído por biotita.
Mostram leve deformação e inclusões de clorita, titanita e quartzo subarredondado. Assim como
nos enclaves, os cristais deste mineral mostram pleocroismo na parte central e bordos não
pleocróicos, identificados, respectivamente, como Mg-hornblenda e hastingsita/ferropargasita.
Biotita: Ocorre de modo bastante similar à biotita dos enclaves
Apatita: Ocorre em finos cristais associados ao plagioclásio e quartzo.
Clorita: É produto de substituição da biotita e ocorre, no mais das vezes, associada ao epidoto.
Figura 8.4: Tonalitos em pedreira desativada: a) foto de amostra de mão representativa do tonalito; b)
foto da parede vertical da pedreira em que corpos de tonalito (cinza) estão em contato com sienogranito
albitizado (rosa); c) foto de bloco de tonalito; e d) foto de bloco de tonalito cortado por dique de
composição quartzo-feldspática.
a
b
d
c
Figura 8.5: a) Diagrama QAP mostrando que os granitóides de Serra Dourada compreendem
sienogranitos, granodioritos e tonalitos e que os enclaves têm composição tonalítica; e b) diagrama modal
Q-(A+P)-M mostrando que os minerais máficos perfazem 10 a 20% da composição dos granodioritos e
35 a 50% dos tonalitos.
Fonte: Figura a - Streckeisen (1976).
(a)
(b)
7.1.2 Granitóides escapolitizados
Estas rochas são leucocráticas a mesocráticas, de coloração acinzentada e granulação
média, embora variedades mais finas ou mais grossas também se façam presentes (Fig. 8.6a).
Essas rochas ocorrem na porção norte da área (Fig. 1.2) e são constituídas por 14,8-31,3% de
quartzo, 11,9-30% de plagioclásio, 6,6-68,4% de escapolita, 17,9-54,9% de biotita e 0,5% de
muscovita (Anexo 12). As demais fases hidrotermais são representadas por pequenas proporções
de apatita, albita, epidoto, magnetita e zircão.
Na área de Serra Dourada, a escapolitização aumenta, em geral, de W para E, sendo
caracterizada, tanto pela substituição do plagioclásio primário por escapolita, como pela
ocorrência de escapolita em veio e vênulas que cortam as rochas. Nas variedades fracamente
alteradas, observam-se vênulas, constituídas por escapolita ± quartzo, cortadas por outras de
composição quartzo-feldspática (Fig. 8.6b e c). O veio tem dimensões métricas e é composto por
68% de escapolita e 31% de quartzo (Fig. 8.6d).
Em geral, essas rochas são isótropas, inequigranulares, de granulação fina a média com
tamanho dos grãos entre 0,2 e 5 mm. A composição mineralógica original inferida é dada por
diferentes proporções de quartzo, plagioclásio e biotita além de zircão e magnetita como
minerais acessórios. Os dados petrográficos, a partir das rochas fracamente alteradas, sugerem
que elas abrangem o campo dos tonalitos.
Escapolitização, biotitização e, em menor escala, sericitização, albitização, apatitização,
silicificação e epidotização são os principais processos hidrotermais que afetaram essas rochas.
Quartzo: Ocorre como mineral primário e hidrotermal. Quando primário, é anédrico, mostra
forte extinção ondulante e bordos corroídos, principalmente pela biotita. Alguns cristais
apresentam bordas recristalizadas, enquanto outros ocorrem de forma intersticial e como
inclusões nos cristais de plagioclásio.
Os grãos hidrotermais são mais finos, euédricos, mostram fraca extinção ondulante e
ocorrem em vênulas mono ou poliminerálicas (quartzo + biotita + escapolita) sinuosas.
Plagioclásio: Distinguem-se grãos primários e hidrotermais. Quando primário, o plagioclásio
tem composição Ab
85,38-87,05
An
12,18-13,84
Or
0,5-0,77
sendo, portanto, um oligoclásio. Forma os
maiores cristais, que são subédricos a anédricos. Via de regra, estão escapolitizados, biotitizados
e, em menor escala, sericitizados. Nos cristais intensamente alterados o maclamento é pouco
visível, ainda que localmente se observem cristais com maclas polissintéticas e da albita. É
comum a inclusão de pequenos grãos de magnetita, euedrais a subedrais, formando faixas nesse
mineral.
Os grãos hidrotermais têm composição albítica (Ab
91,5-97,2
An
2,6-5,9
Or
0,3-2,6
). São, em geral,
anédricos, límpidos, de granulação variada (0,2 a 1,4 mm) e mostram bordos corroídos pela
escapolita e Cl-biotita. Ocorrem, também, em vênulas juntos com escapolita + apatita ± biotita
(Fig. 8.7a).
Feldspato potássico: Não foram identificados grãos primários desse mineral, mas é fase
constituinte de finas vênulas (K-feldspato + muscovita) tardias que cortam a albita e a escapolita.
Escapolita: Forma cristais de tamanho variado (0,6 a 5 mm de dimensão maior), que ocorrem
dispersos pela rocha, em agregados similares a “bolsões” e em vênulas. Quando dispersos, são
subédricos a anédricos e resultam da alteração do plagioclásio. Mostram inclusões
subarredondadas de quartzo, leve sericitização, além de finas vênulas de biotita. Análises
pontuais realizadas em microssonda eletrônica revelam 3,7 a 4% de Cl e Ca/Na = 0,3. Nos
agregados podiformes (Fig. 8.7b) a escapolita revela maior variação nos teores de Cl (2,8 a
3,6%) e nas razões Ca/Na (0,3 a 0,6), proporcionando valores de Me entre 25 e 35%.
Nas vênulas é o mineral dominante. Ocorre em cristais de aspecto fibroso (Fig. 8.7c),
fraturados, anédricos cujos planos de fratura estão preenchidos por biotita. Mostra-se levemente
deformada e ocorre associada a diferentes quantidades de apatita, quartzo, Cl-biotita, albita e
magnetita. Ao ser analisada em microssonda eletrônica revela 3,3 a 3,8% de Cl, Ca/Na = 0,3 a
0,4 e Me = 24 a 29%.
Biotita: A biotita ocorre disseminada e em vênulas mono ou poliminerálicas. Quando
disseminada, tem granulação mais fina e está parcialmente substituída por clorita. As vênulas
monominerálicas são finas e cortam minerais preexistentes, mesmo os de origem hidrotermal
como a escapolita e albita. As poliminerálicas são constituídas por diferentes proporções de
escapolita, albita, apatita, quartzo e magnetita. Naquelas em que a biotita >> albita, apatita,
quartzo e magnetita as palhetas desta mica são bem mais grossas e mostram contatos
interpenetrantes com cristais de apatita (Fig. 8.7d). Ao ser analisada em microssonda revela Cl =
1,6 a 1,9% e FeO/MgO = 1,9 a 2,3.
Apatita: ocorre como cristais anédricos, fraturados de até 2 mm de dimensão maior, comumente
associados com escapolita e biotita.
Outras fases: Epidoto ocorre em pequenos cristais dispersos pela rocha. O zircão ocorre em
cristais euédricos a subédricos, inclusos na biotita e plagioclásio. Na biotita desenvolve halos
pleocróicos. A magnetita aparece como finos cristais inclusos, principalmente, na escapolita.
Figura 8.6: Granitóides escapolitizados: a) foto de amostra de rocha fracamente escapolitizada; b e c)
foto de afloramento de tonalito cortado por vênulas de escapolita; e d) foto de afloramento de veio de
escapolita >> quartzo.
a
b
c
d
Figura 8.7: Granitóides escapolitizados: a) fotomicrografia de vênula de substituição composta por
escapolita (Esc) + albita (Ab) + apatita (Ap); b) fotomicrografia de “bolsão” de escapolita (Esc); c) foto
de afloramento de granitóide escapolitizado com escapolita de aspecto fibroso preenchendo fratura; e d)
fotomicrografia de vênula de biotita (Bt) + albita + apatita. Obs. Todas as fotomicrografias foram
tomadas com nicóis X.
7.1.3 Granitóides albitizados
Diferentemente dos granitóides escapolitizados, os granitóides albitizados (Fig. 8.8a)
ocorrem na porção sul da área (Fig. 1.2) e a albitização, em geral, diminui de E pra W. Trata-se
de rochas constituídas por 13,3-16,4% de albita magmática, 37,6-72,3% de albita hidrotermal,
6,2% de feldspato potássico, 20,9-44,5% de quartzo, 3,5-5,5% de clorita, 0,4-2% de biotita e
2,5% de muscovita (Anexo 13). As variedades mais ricas em albita (albititos) constituem veios
de dimensões métricas (Fig. 8.8b) que também incluem quartzo e quantidades subordinadas de
zircão, clorita, sericita e epidoto.
São rochas, em geral, isótropas, inequigranulares, que, a despeito da alteração, guardam
características da textura hipidiomórfica a alotriomórfica primária. Nas paredes dos veios, em
direção à rocha inalterada, as proporções de albita hidrotermal diminuem. A composição
mineralógica primária, a partir da rocha fracamente albitizada, é dada por feldspato potássico,
Esc
Ab
Ap
a
b
d
Bt
Ap
Ab
c
a
Esc
quartzo e plagioclásio, em ordem de abundância, o que permite classificá-las como
sienogranitos.
Quartzo: Identificam-se grãos primários e hidrotermais. Os cristais primários têm forma
variada, forte extinção ondulante e contatos suturados com os cristais de mesma espécie.
Ocorrem também sob a forma intersticial e como inclusões. Estão recristalizados e, localmente,
atravessados por cordões de quartzo microcristalino. Quando hidrotermais, não mostram
extinção ondulante e aparecem em vênulas associados à albita.
Plagioclásio: Ocorre como mineral primário e hidrotermal. São poucos os cristais primários
preservados. Têm forma subédrica a anédrica com maclas do tipo albita e albita-Carlsbad e
composição Ab
98,7-99,3
An
0,5-1
Or
0,1-0,3
, portanto correspondente à albita (Na
2
O = 11-11,5%).
A albita hidrotermal (Ab
96,6-98
An
1,6-3,1
Or
0,2-0,5
e Na
2
O = 10,8-11,5%) é o principal mineral
constituinte das rochas moderada a fortemente alteradas. Desenvolve cristais subédricos a
anédricos, com textura em tabuleiro de xadrez, na massa rochosa (Fig. 8.8c) e também ocorre em
vênulas associada a finos cristais de quartzo. Alguns dos cristais com textura em tabuleiro de
xadrez estão levemente epidotizados e sericitizados, enquanto outros mostram inclusões de
biotita.
Feldspato potássico: É reconhecido apenas nas rochas fracamente albitizadas. Seus cristais
mostram maclamento em grade, típico da microclina; alguns contêm inclusões de quartzo
anédrico e/ou estão albitizados (Fig. 8.8d) e fracamente epidotizados. Nas variedades moderada a
intensamente albitizadas, sua presença foi inferida pela clássica textura em tabuleiro de xadrez
da albita hidrotermal.
Outras fases: A biotita ocorre como finas palhetas parcialmente cloritizadas. Epidoto ocorre
substituindo feldspatos e parte da clorita. A magnetita é anédrica e está dispersa pela rocha. O
zircão é euédrico a subédrico e está incluso na biotita e quartzo.
.
Figura 8.8: Granitóides albitizados: a) foto de amostra de albitito do veio; b) foto de afloramento de
albitito (veio); c) fotomicrografia de cristais de albita (Ab; Qtz=quartzo) com textura em tabuleiro de
xadrez (nicóis X); e d) fotomicrografia de cristal de feldspato potássico albitizado também com típica
textura em tabuleiro de xadrez (nicóis X).
7.1.4 Metadiabásio
Trata-se de uma rocha verde (Fig. 8.9a), de textura nematoblástica fina, deformada,
metamorfisada na fácies xisto-verde, constituída por cristais de anfibólio, escapolita e por
quantidades subordinadas de andesina, biotita e quartzo reliquiares.
Anfibólio: Ocorre em finos cristais moderadamente orientados, que mostram zoneamento,
revelado por análises em microssonda eletrônica, em que núcleo de Mg-hornblenda grada para
Fe-tschermakita nas bordas. Esse zoneamento já havia sido detectado por MEV (Fig. 8.9b), cujas
análises semiquantitativas acusam razões Mg/Al de 3,5-10 na parte central (actinolita) e de 0,5
nas bordas (hastingsita). Alguns cristais estão inclusos em grãos de quartzo lembrando a textura
poiquiloblástica. Localmente, finas vênulas de quartzo + K-feldspato atravessam os anfibólios.
Escapolita: Ocorre em vênulas e em agregados. Nas vênulas os cristais são finos (0,2 mm) e
subarredondados, têm relevo alto, extinção ondulante e birrefringência baixa (cinza). Quando em
b
d
c
a
Ab
Qtz
agregados está fraturada e é produto de substituição do plagioclásio (Fig. 8.9c). Apresenta planos
de clivagem bem definidos, bordos corroídos por cristais de anfibólio e inclusões de finas
palhetas de biotita. As análises de microssonda eletrônica revelam 2,4-2,7% de Cl, Ca/Na = 0,4-
0,7 e Me = 30-40,3%, para ambos os tipos de ocorrência.
Plagioclásio: Tem granulação variada, ocorre em agregados de grãos finos e em cristais isolados
maiores. Os mais finos são euédricos, têm geminação do tipo Albita e composição Ab
58,4-
67,9
An
31,9-41,4
Or
0,1-0,2
(microssonda). Os maiores são subédricos, estão escapolitizados e invadidos
por cristais de anfibólio.
a
b
Figura 8.9: Metadiabásio: a) foto de amostra de metadiabásio com destaque para agregados de cristais de
escapolita (porção esbranquiçada); b) imagem de elétrons retroespalhados de cristais de anfibólio
[hastingsita (1) e actinolita (2)] e escapolita (3); e c) fotomicrografia de agregados de finos cristais de
escapolita (1) em meio à massa de anfibólio (2) (nicóis X).
7.1.5 Granito milonitizado
O granito milonitizado mostra estrutura milonítica com orientação preferencial N65°E
35°SE. Trata-se de uma rocha com foliação marcada pela disposição planar de cristais de biotita.
Tem granulação fina e está cortada por vênulas discordantes à foliação (Fig. 8.10a). É constituída
por escapolita, biotita, quartzo, oligoclásio, muscovita, clorita, epidoto e zircão. Assemelha-se às
rochas ricas em biotita do depósito Sossego, porém há ausência de turmalina e anfibólio e
presença de mica branca.
Escapolita: É o principal mineral das bandas claras, nas quais está associada ao quartzo. Ocorre
comumente em agregados com até 1,6 mm de dimensão maior, provavelmente resultantes de
cristais maiores, presentes nas bandas claras, que foram fraturados e estirados, após a
substituição do plagioclásio. Ocorre ainda em vênulas perpendiculares à foliação (Fig. 8.10b).
Análises em microssonda eletrônica revelam Ca/Na = 0,4-0,5 e 3,1-3,7% de Cl, com Me= 22,9-
31,5.
Biotita: Define as bandas escuras que se alternam com as bandas claras, mas também ocorre em
vênulas. Nas bandas constitui palhetas finas a médias, levemente cloritizadas, associadas aos
demais minerais. As vênulas são discordantes à foliação e nelas a biotita ocorre em palhetas
relativamente miores e está, comumente, intercrescida com muscovita. A biotita revela 0,7 a
0,8% de Cl e FeO/MgO = 1,6 a 1,8 e a muscovita 32 a 35% de Al
2
O
3
e 1,9 a 2% de FeO.
(1)
(2)
c
Quartzo: É anédrico com forte extinção ondulante e está recristalizado. Ocorre mais comumente
nas bandas félsicas. Está presente em pequenas quantidades nas faixas micáceas.
Oligoclásio: Está presente nas bandas ricas em biotita e, menos comumente, em vênulas
poliminerálicas (escapolita + quartzo + biotita + plagioclásio) discordantes à foliação. É
subédrico a anédrico com maclas polissintéticas e está parcial a totalmente escapolitizado (Fig.
8.10c).
Zircão: Forma cristais subédricos inclusos na biotita e, menos comumente, nas bandas félsicas.
Figura 8.10: Granito milonitizado: a) foto de amostra de granito milonitizado cortada
perpendicularmente aos planos de foliação; b) fotomicrografia de cristal de escapolita em vênula
discordante à foliação da rocha (nicóis X); e c) fotomicrografia de plagioclásio (Pl), parcialmente
escapolitizado, em vênula (nicóis X).
Esc
Pl
a
b
c
Esc
7.2 QUÍMICA MINERAL
Das rochas que ocorrem na região de Serra Dourada, foram determinadas as composições
químicas dos principais minerais primários e hidrotermais dos sienogranitos, tonalitos, enclaves,
granitóides albitizados e escapolitizados, metadiabásio e granito milonitizado. Os minerais
selecionados para análise foram feldspatos, anfibólios e micas (primários e hidrotermais), e
escapolita e clorita (hidrotermais).
O cálculo da fórmula estrutural foi realizado com base em 32 átomos de oxigênio para os
feldspatos, 12 para escapolita, 24 para biotita e muscovita, 36 para clorita e 24 para os anfibólios.
7.2.1 Feldspatos
Os feldspatos analisados pertencem aos sienogranitos, tonalito, enclaves, granitóides
albitizados e escapolitizados, metadiabásio e granito milonitizado (Fig. 9.1a-b; Anexos 14 e 15).
Nos sienogranitos foram identificados albita e feldspato potássico. A albita tem composição
média Ab
92,8
An
4,2
Or
3
no núcleo dos cristais e Ab
96,2
An
2,8
Or
1
na borda. Em termos de Na
2
O, os
teores variam entre 8,3 e 11,4%, no núcleo e nas bordas entre 10,9 e 11,4%. O feldspato
potássico tem composição média Or
92,8
Ab
7,2
(núcleo) e Or
84,6
Ab
15,2
An
0,2
(borda), com teor de
K
2
O = 14,5-16,1% e P
2
O
5
= 0-0,07%. Na rocha de composição tonalítica o plagioclásio está
levemente sericitizado e tem composição média Ab
71,6
An
26,6
Or
1,7
, o que permite classificá-lo
como oligoclásio com 0-0,06% de P
2
O
5
. O plagioclásio do enclave, assim como o do tonalito, é
também a variedade oligoclásio com composição Ab
71,6
An
26,6
Or
1,8
, porém no enclave os teores
de K
2
O são levemente maiores (0,2-0,4% contra 0,1-0,16%). Nos sienogranitos albitizados, a
albita primária revela teor de Na
2
O = 11-11,5% e composição média Ab
98,7
An
1
Or
0,2
(núcleo). Por
sua vez, a albita hidrotermal tem teor de Na
2
O mais variado, com valores entre 10,8-11,4%, e é
mais rica no membro anortítico [Ab
97,9
An
1,5
Or
0,5
(núcleo) e Ab
98,2
An
1,5
Or
0,2
(borda)] que a albita
magmática. A Figura 9.1b mostra, além disso, que a variedade magmática dessas rochas é a que
revela os mais baixos teores de CaO de todas as rochas estudadas. Nos granitóides
escapolitizados, o plagioclásio está na transição albita-oligoclásio. A albita tem composição
Ab
91,5
An
5,9
Or
2,6
e o oligoclásio Ab
86,1
An
13,2
Or
0,7
. O plagioclásio do metadiabásio é uma andesina
de composição Ab
64
An
35,7
Or
0,2
. Os teores de Na
2
O, K
2
O e CaO variam, respectivamente, de 6,7
a 7,9%, 0,03 a 0,04% e 6,7 a 8,7%. No granito milonitizado, o plagioclásio ocorre em vênulas e
está escapolitizado. Trata-se de um oligoclásio de composição Ab
79,1
An
20,4
Or
0,5
.
Figura 9.1: Composição química dos feldspatos das rochas granitóides, albitizadas, escapolitizadas,
metadiabásio e granito milonitizado de Serra Dourada: a) diagrama Or-Ab-An de classificação de
feldspatos; e b) diagrama CaO vs. Na
2
O que mostra a variação composicional da albita nas várias rochas
estudadas, seja ela magmática ou hidrotermal.
a
b
7.2.2 Escapolita
Este mineral ocorre nos granitóides escapolitizados, no metadiabásio e no granito
milonitizado (Anexo 16 e Fig. 9.2a-d). As análises pontuais mostram variação de 0,3-0,5 átomos
de Cl por fórmula unitária e de 20,6-39% no conteúdo de meionita (Me). Nos granitóides, a
escapolita dos agregados presentes na massa rochosa revelam 3,7-4% de Cl, 10,1-10,5% de
Na
2
O, 5,3-5,8% de CaO e Me = 20,6-22,7%, enquanto a das vênulas é mais pobre em Cl (3,3-
3,8%) e Na
2
O (9,4-10%) e mais rica em CaO (6,1-7,3%), tendo, portanto, conteúdo de meionita
mais elevado (Me= 23,8-29,1%). Na amostra do veio, a escapolita ocorre como cristais finos a
médios e em agregados similares a “bolsões”. As relações texturais entre os cristais finos e
médios sugerem que, estes últimos, sejam anteriores aos primeiros que, por seu turno, são
relativamente mais pobres em CaO (6,8-7,9% contra 7,3-8%) e mais ricos em Na
2
O (9,1-9,6%
contra 8,8-9,4%) e Cl (3,3-3,6% contra 3-3,6%). No bolsão, o teor de (Na
2
O = 8,5-9,7%) da
escapolita é mais variado e o conteúdo de meionita está entre 25 e 35% (Fig. 9.2 a-b). Em geral,
para ambos os tipos de ocorrência na amostra do veio, a escapolita é classificada como dipiro
(DEER; HOWIE; ZUSSMAN, 1966). Não foram observadas relações entre os veios e as
vênulas, não sendo possível dizer se ambos foram formados em um mesmo evento ou em
eventos diferentes. A escapolita do metadiabásio mostra 9,2-10,1% de CaO, 8-8,7% de Na
2
O e
2,4-2,6% de Cl. No granito milonitizado, a escapolita é produto de substituição do plagioclásio e
revela composição muito similar à da escapolita que ocorre nos granitóides (FD-18a) e no veio
(FD-19). Independentemente do modo de ocorrência e do tipo de rocha, a quantidade de cloro
aumenta linearmente com a diminuição do conteúdo de meionita (Fig. 9.2a-b). Como então
esperado, em termos de fórmula atômica unitária, esta relação linear se reproduz entre Cl e Ca
(Fig. 9.2c), mas se inverte entre Cl e Na (Fig. 9.2d).
Figura 9.2: Variação composicional da escapolita dos granitóides escapolitizados, metadiabásio e granito
milonitizado de Serra Dourada: a) diagrama Cl (f.u.a) vs Me (%); b) diagrama Cl (% em peso) vs Me (%);
c) diagrama Ca (f.u.a) vs. Cl (f.u.a); e d) diagrama Na (f.u.a) vs Cl (f.u.a). Me = 100*Ca/(Ca+Na+K).
7.2.3 Micas
A biotita analisada pertence aos enclaves, granitóides escapolitizados e granito
milonitizado (Anexo 17). Com base na fração molar X
Fe
e no conteúdo de Al
IV
ou Al
total
, foram
definidas três populações de biotita (Fig. 9.3a-b). As populações I (tonalito/enclave) e II (granito
milonitizado) apresentam composição mais flogopítica (X
Fe
= 0,39-0,51) e ampla variação no
teor de Al. A primeira (magmática) é mais pobre em Al (Al
IV
= 1,91-1,97, Al
total
= 2,67-2,76) e
levemente mais rica em F (0,2-0,5%) e em Cl (1-1,14%) do que a população II (hidrotermal), a
qual é caracterizada por X
Fe
= 0,48-0,51, Al
IV
= 2,1-2,2, Al
total
= 3,53-3,62, F = 0-0,2% e Cl =
0,74-0,86%. A população III, também hidrotermal e presente no granito escapolitizado,
distingue-se das anteriores por ser mais anítica (X
Fe
= 0,53-0,56) e por revelar teores de Al
a
b
c
d
intermediários (Al
IV
= 1,97-2,09, Al
total
= 2,87-3,03) e de Cl mais elevados (1,6-1,9%). Os teores
de F (0-0,3%) são comparáveis aos da população II. Nota-se, também, que, na biotita magmática,
são mais elevados os conteúdos de Ti (Fig. 9.3c), o que reflete sua maior temperatura de
formação (JACOBS; PARRY, 1976) bem como, em geral, as razões F/Cl (Fig. 9.3d).
A muscovita foi identificada apenas no granito milonitizado e mostra tendência fengítica
(Anexo 17).
Figura 9.3: Variação composicional da biotita dos granitóides escapolitizados, tonalito (enclave) e
granito milonitizado de Serra Dourada: a) diagrama Al
IV
vs. Fe/(Fe+Mg); b) Al
total
vs. Fe/(Fe+Mg); c) Ti
vs. Fe/(Fe+Mg); e d) F/Cl vs. Fe/(Fe+Mg).
Fonte: Figura a - baseada em Guidotti (1984).
7.2.4 Clorita
Somente foi analisada a clorita que ocorre nos granitóides escapolitizados. As análises
pontuais revelam fração molar Fe/(Fe+Mg) = 0,4-0,46, Al
IV
= 2,13-2,3 e Si = 5,7-5,87. No
diagrama Al
IV
x Fe/(Fe+Mg) (Fig. 9.4a; BAILEY, 1988) elas caem no campo do clinocloro,
enquanto o diagrama Fe/(Fe+Mg) x Si (Fig. 9.4b; BAYLISS, 1975) permite refinar a
classificação como Fe-clinocloro (Anexo 18).
a
b
c
d
Cálculos de geotermometria (CATHELINEAU, 1988) indicam que a paleotemperatura do
fluido e, conseqüentemente, de formação da clorita nos granitóides escapolitizados foi de 295°C.
Figura 9.4: Composição química da clorita dos granitóides escapolitizados de Serra Dourada: a)
diagrama Al
IV
vs. Fe/(Fe+Mg); e b) diagrama Fe/(Fe+Mg) vs. Si.
Fonte: Figura a - BAILEY (1988).
Figura b - BAYLISS (1975).
7.2.5 Anfibólio
Os anfibólios analisados pertencem ao tonalito, enclave tonalítico e metadiabásio. Todos
são cálcicos, com CaO = 10,6-12%, (Ca+Na)
B
> 1 e Na
B
< 0,5 (Fig. 9.5a e Anexo 19). As
variedades com Ca
B
≥ 1,5 e (Na+K)
A
< 0,5 caem nos campos da actinolita, Mg-hornblenda e Fe-
hornblenda (Fig. 9.5b), e ocorrem em todas essas rochas. Aquelas com Ca
B
≥ 1,5 e (Na+K)
A
≥
0,5 ocupam o campo da hastingsita/ferropargasita (Fig. 9.5c), tendo sido somente detectadas no
tonalito e enclave tonalítico. Os cristais de anfibólio do tonalito e enclave tonalítico mostram
núcleo de actinolita e Mg-hornblenda e borda de hastingsita/ferropargasita. Os baixos teores de
Ti na variedade magmática (Mg-hornblenda) devem refletir os baixos teores de titânio dos
líquidos magmáticos em equilíbrio com esta fase. Da mesma maneira, a baixa concentração deste
elemento na variedade hidrotermal (hastingsita/ferropargasita) reflete o baixo conteúdo de Ti nos
fluidos hidrotermais (Anexo 19). As análises também revelam que a concentração de Cl
aumenta, em geral, do núcleo para a borda, com o aumento do conteúdo de Fe e K, tornando-se,
assim, mais elevada na hastingsita/ferropargasita. Os teores médios de F cobrem o intervalo de 0
a 0,3% e, assim como o Cl, aumentam, em geral, do núcleo para a borda (Anexo 19). No
metadiabásio a Mg-hornblenda é, muito provavelmente, magmática e a Fe-tschermakita,
identificada apenas neste litotipo, hidrotermal.
a
b
Figura 9.5: Variação composicional dos anfibólios presentes nos tonalitos, enclaves e metadiabásio da
região de Serra Dourada: a) diagrama discriminante dos quatro grandes grupos químicos dos anfibólios; b)
e c) diagramas de classificação dos anfibólios cálcicos para (Na+K)
A
< 0,5 e (Na+K)
A
≥ 0,5. Legenda
conforme a Figura 9.1.
Fonte: Figura a - Leake (1978).
Figura b - Leake et al (1997).
a
b
c
7.3 GEOQUÍMICA
7.3.1 Rochas granitóides
Foram analisadas dez amostras de granitóides não alterados, sendo cinco de sienogranito,
três de granodiorito e três de tonalito, dentre estas últimas duas dos enclaves (Anexo 20). Como
esperado, os sienogranitos mostram, em geral, os mais elevados teores de SiO
2
(>74%) e de K
2
O
(5-6%), e os mais baixos de CaO (<1,1%), MgO (<0,3%) e Fe
2
O
3(t)
(<1,5%). Os conteúdos de
Al
2
O
3
(13,3-16%) e de Na
2
O (3,3-4,7%) são similares nos diferentes tipos de granitóides.
Nos diagramas de Harker, observa-se que, com o aumento da sílica, diminuem, de modo
geral, os teores dos demais componentes maiores, à exceção do K
2
O que tem comportamento
contrário (Fig. 10.1a-h). Nota-se, também, que, em relação ao aumento da sílica, a razão
FeO
t
/(FeO
t
+MgO) tende a aumentar, enquanto a soma de FeO
t
+MgO+TiO
2
diminiu (Fig. 10.2a-
b). O índice de saturação em alumina (A/CNK) desses granitóides varia entre 0,86 e 1,1, o que
permite classificá-los como metaluminosos a levemente peraluminosos (Fig. 10.2c). Entretanto,
os enclaves, neles contidos, têm caráter exclusivamente metaluminoso com A/CNK = 0,72 e
0,86 (Fig. 10.2c). No diagrama AFM (Fig. 10.3a), tanto os granitóides quanto seus enclaves
caem no campo das rochas cálcio-alcalinas. A afinidade cálcio-alcalina é confirmada pelo
diagrama K
2
O x SiO
2
(Fig. 10.3b) e nele as amostras se distribuem nos campos das rochas de
médio a alto potássio. Em termos de (Na
2
O+K
2
O) e SiO
2
, são classificadas como subalcalinas
(Fig. 10.3c).
No diagrama normativo Qz-Ab-Or (Fig. 10.4a), observa-se que a maioria das amostras
localiza-se no ou próximo do centro do triângulo, enquanto algumas delas estão deslocadas em
direção ao vértice Ab, o que permite inferir a presença de flúor ou outros fundentes no magma
que as gerou (LONDON, 1995). A propósito, análises de biotita magmática dos enclaves acusam
teores de F em torno de 0,3% (Anexo 17). A classificação das rochas com base nos dados
normativos (Fig. 10.4b) é consistente com a feita com os dados modais (Fig. 8.5a), embora não
haja, como nesta, distinção entre os granitos. A ausência de coríndon normativo e a presença de
diopsídio normativo (1,7 a 4,9%) nas rochas tonalíticas confirmam seu caráter metaluminoso
(Anexo 20). O mesmo quadro se repete com as rochas sienograníticas e granodioríticas,
entretanto algumas amostras revelam córindon normativo (0,4 a 1,4%), denunciando um caráter
levemente peraluminoso (Anexo 20).
Os resultados das análises para elementos traços constam do Anexo 20. A Figura 10.5
mostra a variação de alguns elementos traços selecionados com a sílica (diagramas de Harker)
para os granitóides estudados. Apenas Rb, Th e Sr apresentam boa correlação, que é positiva
para os dois primeiros e negativa para o último. As razões Rb/Sr cobrem intervalos bem maiores
(0,05 a 13,8) do que as razões Rb/Ba (0,07 a 1,85). Ao serem relacionadas com o CaO (Fig.
10.6a e b), que é um parâmetro comumente utilizado como indicativo de cristalização
fracionada, as primeiras mostram distribuição exponencial de gradiente negativo (Fig. 10.6a), em
flagrante contraste com as últimas, cuja distribuição é caótica (Fig. 10.6b). Os teores de Ga são
pouco variáveis (16 a 36 ppm), o mesmo não acontecendo com o Zr (28 a 221) e, de certa forma,
também com o Y (5 a 48 ppm) e Nb (4 a 35 ppm).
A soma dos teores dos elementos terras raras dos sienogranitos varia de 63 a 442 ppm,
com dominância das terras raras leves (ΣETRL = 44 a 415 ppm) sobre as pesadas (ΣETRP = 5,5
a 30 ppm). Além disso, as ETRL são mais fracionadas [(La/Sm)
N
= 1,4 a 14,1] em relação às
pesadas [(Gd/Yb)
N
= 0,7 a 3], o que lhes confere um padrão de distribuição caracterizado por
moderada inclinação [(La/Yb)
N
= 1,3 a 112] e no qual se destaca uma moderada anomalia
negativa de Eu (Eu/Eu* = 0,2-0,5; Fig. 10.7a e Anexo 20). As três amostras de granodiorito
acusam ΣETR na faixa de 97 a 168 ppm (Anexo 20) e maior enriquecimento nas ETRL, as quais
também são mais fracionadas [(La/Sm)
N
= 5 a 8,5] do que as ETRP [Gd/Yb)
N
= 2,6 a 3,6]. Isto
desenha um padrão de distribuição caracterizado por moderada inclinação [(La/Yb)
N
= 35,1-
41,3], em que a duas amostras se associa uma anomalia negativa de Eu e à outra uma anomalia
positiva de Eu (respectivamente, 0,6, 0,8 e 1,3). As rochas de composição tonalítica mostram
padrão de distribuição de elementos terras raras bastante similares ao das rochas anteriormente
descritas, sendo, dessa forma, caracterizado por moderada inclinação [(La/Yb)
N
= 5,6 a 49,1] e
por fraca anomalia negativa de Eu (0,7-1; Figura 10.7c e Anexo 20). A soma do teor das terras
raras para essas rochas varia entre 122 e 214 ppm. São mais ricas em terras raras leves, que são
mais fracionadas [(La/Sm)
N
= 1,7-7,4] do que as pesadas [(Gd/Yb)
N
= 1,9-3,3].
e
a
c
d
b
f
Figura 10.1: Diagramas de Harker: a) TiO
2
vs. SiO
2
; b) Al
2
O
3
vs. SiO
2
; c) Fe
2
O
3(t)
vs. SiO
2
; d) MgO vs.
SiO
2
; e) CaO vs. SiO
2
; f) Na
2
O vs. SiO
2
; g) K
2
O vs. SiO
2
; e h) P
2
O
5
vs. SiO
2
.
Figura 10.2: Caracterização geoquímica dos granitóides de Serra Dourada: a) diagrama
FeO
t
/(FeO
t
+MgO) vs. SiO
2
(% em peso); b) diagrama FeO
t
+MgO+TiO
2
vs. SiO
2
(% em peso); c)
diagrama A/NK vs. A/CNK que mostra serem metaluminosos a levemente peraluminosos os granitóides
da região de Serra Dourada e que os enclaves são metaluminosos. Legenda de acordo com a Figura 8.5.
Fonte: Figura c - Shand (1951).
g
a
b
c
h
Figura 10.3: Caracterização geoquímica dos granitóides de Serra Dourada: a) diagrama AFM no qual as
amostras caem no campo das rochas da série cálcio-alcalina; b) diagrama K
2
O vs. SiO
2
ratificando serem
os granitóides cálcio-alcalinos, mas de médio a alto potássio; e c) diagrama Na
2
O+K
2
O vs. SiO
2
mostrando que os granitóides são subalcalinos. Legenda de acordo com a Figura 8.5.
Fonte: Figuras a e c - Irvine e Baragar (1971).
Figura b - Rickwood (1989).
a
b
c
Figura 10.4: Diagramas normativos CIPW em que estão apresentadas amostras de granitóides de Serra
Dourada: a) diagrama ternário Qz-Ab-Or; b) diagrama ternário An-Ab-Or. Legenda de acordo com a
Figura 8.5.
Fonte: Figura b - campos definidos por O’Connor (1965).
(a)
(
b
)
Figura 10.5: Diagramas de variação de elementos traços selecionados (ppm) em relação à sílica (% em
peso). a) Rb vs. SiO
2
; b) Sr vs. SiO
2
; c) Ba vs. SiO
2
; d) Zr vs. SiO
2
; e) Th vs. SiO
2
; e f) W vs. SiO
2
.
Legenda de acordo com a Figura 8.5.
a
b
c
d
e
f
Figura 10.6: a) Diagrama Rb/Sr vs. CaO no qual fica evidente a diminuição da razão Rb/Sr com o
aumento do teor de cálcio; e b) diagrama Rb/Ba vs. CaO no qual a distribuição das amostras é caótica.
Legenda de acordo com a Figura 8.5.
Figura 10.7: Padrão de distribuição dos elementos terras para as rochas granitóides e enclaves da região
de Serra de Dourada. Normalização pelo condrito C1: a) sienogranitos; b) granodioritos; e c) tonalitos.
Legenda de acordo com a Figura 8.5.
Fonte: Evensen, Hamilton e O’Nions (1978).
a
b
a
b
c
7.3.1.1 Discriminação do ambiente tectônico
Na tentativa de definir o ambiente tectônico em que se formaram os granitóides estudados
em Serra Dourada foi utilizado o diagrama de Pearce (1996), que, apesar de não ser consensual,
tem ampla aceitação entre os geólogos e é fundamentado na mobilidade dos elementos Rb, Nb e
Y, cujas concentrações caracterizam a fonte e, por via de conseqüência, o contexto geodinâmico
de formação/alojamento dos magmas. Neste diagrama (Fig. 10.8), sete amostras ocupam o
campo dos granitos de arcos vulcânicos (GAV) e as outras três caem no campo dos granitos sin-
colisionais (Sin-GCOL). Nota-se, ademais, que quatro dessas amostras se situam bem próximo
de limites entre campos e que apenas uma poderia tipificar o ambiente pós-colisional. Por outro
lado, lançando-se mão dos diagramas propostos por Whalen, Currie e Chappell (1987), constata-
se que cerca da metade das amostras analisadas ocupa o campo dos granitos tipo-A (Fig. 10.8.1),
que caracteristicamente se alojam em ambiente intraplaca. Isto, sem dúvida, complica a
definição do ambiente tectônico para a região de Serra Dourada, que, para tanto, necessitaria de
um número maior de amostras para uma melhor avaliação.
Figura 10.8: Diagrama discriminante Rb vs. (Y+Nb) para os granitóides de Serra Dourada. Obs.: Os
teores dos elementos traços estão em ppm. Legenda de acordo com a Figura 8.5.
Fonte: Pearce (1996).
Figura 10.8.1: Diagramas discriminantes: a) FeO
t
/MgO vs. 10000*Ga/Al; b) K
2
O+Na
2
O vs.
10000*Ga/Al; c) (K
2
O+Na
2
O)/CaO vs. 10000*Ga/Al; d) K
2
O/MgO vs. 10000*Ga/Al; e) Zr vs.
10000*Ga/Al; e f) Nb vs. 10000*Ga/Al. Legenda de acordo com a Figura 8.5.
Fonte: Whalen, Currie e Chappell (1987).
a
b
c
d
e
f
7.3.2 Granitóides escapolitizados
Como já visto, os dados petrográficos sugerem que o mais provável protólito dos
granitóides escapolitizados seja o tonalito. Em relação a esses granitóides, a amostra considerada
representativa dos tonalitos (FD-01E) apresenta maiores teores de Al
2
O
3
, CaO, Ga e Sr, e
menores de Fe
2
O
3(t)
, K
2
O, Rb, Ba e Ni (Fig. 10.9 e 10.9.1; Anexos 20 e 21). As variedades de
granitóides escapolitizados mais ricas em Fe
2
O
3(t)
(8,9 a 9,5%), MgO (2,7 a 3,5%) e K
2
O (2,3 a
3,3%) estão também biotitizadas (Anexo 21). Os granitóides escapolitizados apresentam ΣETR =
53 a 213 ppm, com ΣETRL (47 a 202 ppm) bem superior à ΣETRP (3 a 8 ppm), e padrão de
distribuição similar ao do tonalito (Fig. 10.9.2a-b), embora mostrem menor grau de
fracionamento [(La/Yb)
N
= 32,8 (valor médio)]. As ETRL são mais fracionadas [(La/Sm)
N
= 4,6-
6,8] do que as ETRP [(Gd/Yb)
N
= 1,5 a 5,4], o que confere uma moderada inclinação com fracas
anomalias positivas de Eu (1,3-1,9).
A amostra de um veio rico em escapolita, que foi estudada, tem composição química
distinta do granitóide escapolitizado hospedeiro, porém revela um padrão de distribuição dos
ETR muito similar, a despeito das menores concentrações e da mais pronunciada anomalia
positiva de Eu (Fig. 10.9.2). Muito provavelmente, o veio foi formado pelos mesmos fluidos que
causaram a escapolitização dos granitóides.
Figura 10.9: Diagramas de variação composicional (% em peso) do tonalito e granitóides escapolitizados
da região de Serra Dourada: a) Al
2
O
3
vs. SiO
2
; b) Fe
2
O
3(t)
vs. SiO
2
; c) MgO vs. SiO
2
; d) CaO vs. SiO
2
; e)
Na
2
O vs. SiO
2
; f) K
2
O vs. SiO
2
.
a
b
c
d
e
f
a
b
c
d
e
f
Figura 10.9.1: Diagramas de variação composicional (ppm, à exceção do SiO
2
) do tonalito e granitóides
escapolitizados da região de Serra Dourada: a) Rb vs. SiO
2
; b) Sr vs. SiO
2
; c) Ba vs. SiO
2
; d) Y vs. SiO
2
;
e) Ga vs. SiO
2
; f) Ni vs. SiO
2
; g) Co vs. SiO
2
; h) Cu vs. SiO
2
. Legenda de acordo com a Figura 10.9.
Figura 10.9.2: Padrão de distribuição dos elementos terras do tonalito (a) e granitóides escapolitizados e
veio rico em escapolita (b) da região de Serra Dourada. Normalização pelo condrito C1. Legenda de
acordo com a Figura 10.9.
Fonte: Evensen, Hamilton e O’Nions (1978).
a
b
g
h
7.3.3 Granitóides albitizados
Os dados petrográficos indicam que, dentre os granitóides que ocorrem em Serra
Dourada, os sienogranitos são os mais prováveis protólitos dos granitóides albitizados. De
acordo com esses dados e com os teores de Al
2
O
3
e Na
2
O, os granitóides albitizados foram
divididos em dois grupos: I) moderadamente albitizados (FD-01D, FD-26 e FD-40C) e II)
albititos (FD-36, FD-40B e FD-40D). O primeiro é caracterizado por apresentar teores mais
baixos de Al
2
O
3
e Na
2
O em relação ao outro (respectivamente, 12,6-13,3% e 5,4-6,9% contra
14,3-15,7% e 7,6-8,6%). Em relação à composição média dos sienogranitos (Fig. 10.10 e
10.10.1, Anexo 22), ambos os grupos são mais ricos em Na
2
O e mais pobres em K
2
O, Rb, Ta e
Ga.
Os sienogranitos têm média de ΣETR = 262 ppm, enquanto a ΣETR para os granitóides
albitizados está entre 22 e 575 ppm. Ambos os grupos são mais enquecidos em terras raras leves
(ΣETRL = 21 a 553 ppm), que são mais fracionadas [(La/Sm)
N
= 5,7 a 16,7] que as pesadas
[(Gd/Yb)
N
= 1 a 3,1], o que confere um padrão de distribuição caracterizado por moderada
inclinação, o qual é bastante similar ao dos sienogranitos (Fig. 10.10.2a-b). A Figura 10.10.2b
mostra, além disso, que as amostras com mais baixo total de ETR são as que revelam anomalia
positiva de Eu (1-7,8), enquanto aquela com conteúdos mais elevados daqueles elementos (FD-
26), assim como seu protólito (Fig. 10.10.2a), mostram anomalia negativa (respectivamente, 0,4
e 0,3).
Figura 10.10: Variação composicional (% em peso) do sienogranito (média) e granitóides albitizados da
região de Serra Dourada: a) SiO
2
vs. Na
2
O; b) Al
2
O
3
vs. Na
2
O; c) Fe
2
O
3(t)
vs. Na
2
O; d) MgO vs. Na
2
O; e)
CaO vs. Na
2
O; e f) K
2
O vs. Na
2
O.
a
b
c
d
e
f
a
b
c
d
e
f
g
h
Figura 10.10.1: Variação composicional do sienogranito (composição média) e granitóides albitizados de
Serra Dourada: a) Rb vs. Na
2
O; b) Sr vs. Na
2
O; c) Ba vs. Na
2
O; d) Zr vs. Na
2
O; e) Nb vs. Na
2
O; f) Y vs.
Na
2
O; g) Ta vs. Na
2
O; h) Ga vs. Na
2
O; i) Th vs. Na
2
O; j) U vs. Na
2
O; k) W vs. Na
2
O; l) Ni vs. Na
2
O; m)
Co vs. Na
2
O; e n) Cu vs. Na
2
O. Obs.: A concentração de todos os elementos traços está em ppm e, do
Na
2
O em % em peso. Legenda de acordo com a Figura 10.10.
i
j
k
l
m
n
Figura 10.10.2: Padrão de distribuição dos elementos terras raras: a) média dos sienogranitos; e b)
granitóides albitizados da região de Serra Dourada. Normalização pelo condrito C1. Legenda de acordo
com a Figura 10.10.
Fonte: Evensen, Hamilton e O’Nions (1978).
7.3.4 Metadiabásio
A única amostra de metadiabásio analisada (FD-16) revela composição similar à média
das rochas gabróicas (COX; BELL; PANKHUNT, 1979), se bem que seja um pouco mais rica
em Fe
2
O
3(t)
e mais pobre em SiO
2
e
Al
2
O
3
(Anexo 23). Apesar das transformações mineralógicas,
a transferência de massa não foi significativa, preservando os elevados teores de Al
2
O
3
, Fe
2
O
3(t)
,
MgO e CaO, os quais refletem a abundância de anfibólio e escapolita formados a partir do
piroxênio e plagioclásio primários. Em termos de elementos traços, apresenta 28 ppm de Rb, 165
ppm de Sr, 99 ppm de Ba, 38 ppm de Zr, 2 ppm de Nb e 19 ppm de Y (Anexo 23).
A soma dos teores dos elementos terras raras é igual a 27 ppm e as terras raras pesadas
representam cerca de 40% deste total. O padrão de distribuição é praticamente horizontal
[(La/Yb)
N
= 1,3; Fig. 10.11a e Anexo 23], com Eu/Eu* = 1,1, o que indica que esses elementos
não se fracionaram.
7.3.5 Granito milonitizado
A amostra de granito milonitizado (FD-25) apresenta forte grau de substituição do
oligoclásio pela escapolita e, comparativamente aos granitóides escapolitizados, revela maiores
teores de SiO
2
, TiO
2
, Al
2
O
3
, Na
2
O, Y e Ni e menores de Fe
2
O
3(t)
, MgO, K
2
O, Rb, Th e Co
(Anexo 23). A soma dos ETR totaliza 98 ppm, cabendo às ETRL 90 ppm e às ETRP 6,5 ppm. O
padrão de distribuição é bastante similar ao dos tonalitos (Fig. 10.7c e 10.11, Anexo 23) e
a
b
caracterizado por moderada inclinação devido ao maior fracionamento das ETRL [(La/Sm)
N
=
5,4] em relação às ETRP [(Gd/Yb)
N
= 1,7].
Figura 10.11: Padrão de distribuição dos elementos terras raras do metadiabásio (FD-16) e granito
milonitizado (FD-25).
Fonte: Evensen, Hamilton e O’Nions (1978).
7.4 DENSIDADES
No Anexo 24 são fornecidas as densidades dos granitóides escapolitizados e pode-se
observar que a diferença de densidade entre as amostras alteradas e o tonalito (FD-01E) não é
significativa e que as amostras com mais baixo grau de alteração (FD-06, FD-14 e FD-18C) são
as menos densas. As densidades dos granitóides albitizados constam do Anexo 25, constatando-
se que apenas uma amostras é menos densas em relação à media dos sienogranitos.
7.5 PERDAS E GANHOS DE COMPONENTES
Com base nas evidências petrográficas de que os mais prováveis protólitos dos granitóides
albitizados e granitóides escapolitizados são, respectivamente, os sienogranitos e os tonalitos,
cálculos de balanço geoquímico de massa foram realizados para avaliar as mudanças
geoquímicas que ocorreram nessas rochas durante os processos de alteração hidrotermal. Nesse
particular, ressalta-se que o plagioclásio dos tonalitos está levemente sericitizado, o que, no
entanto, não deve ter impacto relevante na composição original dessas rochas (PEARCE;
HARRIS; TINDLE, 1984). Isto foi confirmado pelo cálculo do índice de alteração química
(CIA= [Al
2
O
3(mol)
/(Al
2
O
3
+CaO+Na
2
O+K
2
O)
(mol)
] x 100) da amostra FD-01E (tonalito), que
acusou um valor igual a 46,7, portanto, dentro do intervalo de variação para granitos inalterados
(CIA= 45-55; NESBITT; YOUNG, 1982).
Como fluidos ricos em sódio são mundialmente conhecidos como precursores da
mineralização de óxido de Fe-Cu-Au (MARK, 1998; POLLARD, 2001), foram feitos cálculos
de balanço geoquímico de massa para estimar as perdas e ganhos de componentes nas amostras
de rocha que experimentaram metassomatismo sódico. Foram aplicados os métodos
isovolumétrico e o de Gresens (1967).
7.5.1 Método isovolumétrico
Cálculos de perdas e ganhos absolutos de massa, em g/cm
3
, a partir do método
isovolumétrico, foram realizados para os granitóides escapolitizados e albitizados nos diferentes
estágios de alteração e serão discutidos a seguir:
a) Granitóides escapolitizados
Os resultados dos cálculos de perdas e ganhos absolutos de massa (Anexo 26 e Fig. 11.1)
revelam que todos os granitóides escapolitizados perderam Al
2
O
3
e
CaO e ganharam Fe
2
O
3(t)
e
K
2
O. Destaca-se que os ganhos dos últimos são devido ao processo de biotitização superimposta
a escapolitização. A
maioria perdeu MgO e P
2
O
5
e ganhou voláteis. Destaca-se que os ganhos em
SiO
2
e Na
2
O são verificados apenas nas variedades escapolitizadas e fracamente biotitizadas
(FD-06 e FD-18A).
Prováveis reações de formação da escapolita a partir do plagioclásio são:
3 CaAl
2
Si
2
O
8
+ NaCl → (Ca, Na)
4
[Al
6
Si
6
O
24
]Cl (esta dissertação)
3 NaAlSi
3
O
8
+ NaCl → Na
4
[Al
3
Si
9
O
24
]Cl (HUNT; BAKER; THORKELSON, 2005)
No processo de escapolitização do tonalito, as perdas de Al
2
O
3
e CaO e os ganhos de
Fe
2
O
3(t)
e K
2
O podem ser explicados pela destruição do oligoclásio (Al
3+
, Ca
2+
), anfibólio (Al
3+
,
Ca
2+
, Mg
2+
, Fe
3+
) e biotita (K
+
, Mg
2+
, Fe
3+
) ígneos. Parte do cálcio, muito provavelmente, entrou
na estrutura da escapolita, enquanto o ferro e o potássio liberados alcançaram concentrações no
fluido que permitiram a precipitação da biotita hidrotermal (caráter anítico). Observa-se que
apenas uma amostra (FD-14) ganhou MgO. Este ganho deve-se à elevada quantidade modal de
biotita (anita+flogopita ≤ 55%, Anexo 12) nela registrada. As amostras mais ricas em escapolita
e mais pobres em biotita (FD-06 e FD-18A) ganharam Na
2
O. Essas duas amostras estão, além de
escapolitizadas e biotitizadas, levemente silicificadas e, portanto, ganharam SiO
2
.
-0,15
-0,10
-0,05
0,00
0,05
0,10
0,15
SiO2 Al2O3 Fe2O3t MgO CaO Na2O K2O P2O5 P.F.
Perdas e ganhos em g/cm3 em relação ao tonalito
FD-06
FD-14
FD-18A
FD-18C
Figura 11.1: Perdas e ganhos dos componentes maiores dos granitóides escapolitizados em relação ao
tonalito (amostra FD-01E representada pelo patamar igual a zero).
b) Granitóides albitizados
Cálculos de perdas e ganhos absolutos de massa (Anexo 27 e Fig. 11.2) revelam que
todas as amostras dos granitóides albitizados ganharam Na
2
O e perderam K
2
O, MgO e P
2
O
5
,
tendo havido, para pelo menos metade delas, ganhos de SiO
2
, Al
2
O
3
e voláteis, e perdas de
Fe
2
O
3(t)
e CaO. As mudanças mais significativas ocorreram com Na
2
O, K
2
O e SiO
2
, notadamente
com os dois primeiros componentes, e prováveis reações que podem descrever a albitização dos
sienogranitos são:
CaAl
2
Si
2
O
8
+ 4 SiO
2
+ 2NaCl → 2 NaAlSi
3
O
8
+ CaCl
2
(MARK, 1998)
KAlSi
3
O
8
+ NaCl → NaAlSi
3
O
8
+ KCl (MARK, 1998)
Os ganhos de Na
+
e as perdas de K
+
e Ca
2+
sugerem que o fluido responsável pela
albitização era rico em Na
+
e possuía elevadas razões Na
+
/K
+
, e certamente estava em
desequilíbrio com os feldspatos ígneos (Anexo 14).
No caso especial do albitito (amostra FD-36), os cálculos de balanço de massa indicam
que houve perdas de SiO
2
, K
2
O e CaO, e ganhos de Al
2
O
3
, Na
2
O, Fe
2
O
3
e voláteis, a exemplo do
que foi constatado por Dipple e Ferry (1992) ao estudarem a albitização em zonas de falha.
Destaca-se, também, que o leve ganho de Fe
2
O
3(t)
está refletido na presença de biotita e clorita
em quantidades apreciáveis (Anexo 13).
A ausência de minerais cafêmicos (por exemplo, anfibólios e epidoto) na assembléia de
alteração dos granitóides albitizados espelha não só a escassez de fases máficas nos
sienogranitos, como também sugere que os fluidos responsáveis pela alteração sódica estavam,
muito provavelmente, em equílibrio com estas fases em rochas pelas quais migraram.
-0,15
-0,10
-0,05
0,00
0,05
0,10
0,15
SiO2 Al2O3 Fe2O3t MgO CaO Na2O K2O P2O5 P.F.
Perdas e ganhos em g/cm
3
em relação à
composição média dos sienogranitos
FD-01D
FD-36
FD-40B
FD-40C
FD-40D
Figura 11.2: Perdas e ganhos dos componentes maiores dos granitóides albitizados e albitito em relação à
composição média dos sienogranitos (representada pelo patamar igual a zero).
7.5.2 Método de Gresens
Os cálculos de balanço de massa, de acordo com Gresens (1967), foram realizados
utilizando-se pares de amostras representativos dos diferentes estágios dos processos de
escapolitização e albitização dos granitóides de Serra Dourada. A amostra FD-01E corresponde
ao tonalito não alterado.
a) Granitóides escapolitizados e biotitizados
Os granitóides escapolitizados mostram variação desde tonalito fracamente alterado até
rochas com alto grau de escapolitização, que chegam a hospedar veios de dimensões métricas,
constituídos por cerca de 70% de escapolita. Considerando o zoneamento da alteração
hidrotermal nessas rochas, foram escolhidos, com base em dados de campo, químicos e
petrográficos, dois pares de amostras para serem utilizados nos cálculos de perdas e ganhos
absolutos de massa pelo esquema de Gresens (1967).
O primeiro par de amostras (FD-01E e FD-14) permite avaliar a biotitização e o estágio
inicial do processo de escapolitização, sendo este último caracterizado pela transformação
parcial do plagioclásio ígneo (oligoclásio) em escapolita. A amostra alterada é constituída por
6,6% de escapolita, 12% de plagioclásio escapolitizado, 26% de quartzo e 55% de biotita
(magmática + hidrotermal) (Anexo 12). O segundo par de amostras (FD-01E e FD-18) foi usado
para avaliar o estágio mais avançado da escapolitização, cuja amostra representativa revela
conteúdos de 37% de escapolita, 30% de plagioclásio, 15% de quartzo e 18% de biotita
hidrotermal (Anexo 12).
1º PAR: Tonalito (FD-01E) – tonalito biotitizado e fracamente escapolitizado (FD-14)
As perdas e ganhos de componentes relacionados a este par foram obtidos para diferentes
valores do fator de volume (ƒv), em g/100g.
Os resultados constam no Anexo 28, constatando-se que, de acordo com as premissas de
Gresens, os valores de ƒv representativos da variação do volume durante o processo de
biotitização±escapolitização estão entre 1 e 1,15. Na Figura 11.3a estão representadas as perdas e
ganhos dos elementos maiores para diferentes valores de ƒv. Neste diagrama observa-se que,
para aqueles valores de ƒv, as retas referentes a SiO
2
e Al
2
O
3
intersectam a linha Xn = 0. Isso
implica assumir que, para valores de ƒv entre 1 e 1,15, aqueles componentes foram relativamente
imóveis durante o processo de alteração.
Nas Figuras 11.3b e c estão representadas as perdas e ganhos dos elementos maiores e
traços, respectivamente. Independentemente do ƒv escolhido, o tonalito alterado perdeu CaO e
P
2
O
5
e ganhou Fe
2
O
3(t)
, MgO, K
2
O e voláteis (Fig. 11.3b). Em geral, também ganhou SiO
2
e
perdeu Al
2
O
3
e Na
2
O. Quanto aos elementos traços, a Figura 11.3c revela que,
independentemente do valor de ƒv, houve ganho de Rb, Ba, W, Ni e Co e perda acentuada de Sr
e moderada de Zr. Pode-se assumir que os demais elementos traços tiveram comportamento
relativamente imóvel, haja vista não terem sido constatadas perdas e/ou ganhos significativos
desses elementos.
-25
-20
-15
-10
-5
0
5
10
15
0,7 0,8 0,9 1 1,1 1,2
Variação do fator de volume (fv)
Perdas e ganhos em g/100g em relação
à amostra FD-01E
SiO2
Al2O3
Fe2O3t
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2O5
P.F.
a
-4
-2
0
2
4
6
8
10
SiO2 Al2O3 Fe2O3t MgO CaO Na2O K2O P2O5 P.F.
Perdas e ganhos em g/100g em relação à amostra
FD-01E
1
1,1
1,2
-600
-400
-200
0
200
400
600
Rb Sr Ba Zr Nb Y Ta Ga Th U W Ni Co Cu
Perdas e ganhos em g/100g em relação à amostra
FD-01E
1
1,1
1,2
Figura 11.3: a) Diagrama das perdas e ganhos dos óxidos e P.F. em função do fator de volume (fv)
(método de Gresens) para o par de amostras FD-01E – FD-14. Os pontos onde as retas cortam a ordenada
Xn = 0 indicam o valor de fv para o qual o componente teria sido considerado imóvel no processo de
biotitização±escapolitização; b) Balanço geoquímico de massa (perdas ou ganhos) para os elementos
maiores e P.F. em g/100g do tonalito; e c) Balanço geoquímico de massa (perdas ou ganhos) para os
elementos traços em g/100g do tonalito.
b
c
2º PAR: Tonalito (FD-01E) – tonalito escapolitizado ± biotitizado (FD-18A)
O par de amostras FD-01E – FD-18A representa o processo de substituição de grande
parte do plagioclásio por escapolita.
Os cálculos de perdas e ganhos de componentes em relação ao tonalito constam no Anexo
29. Verifica-se que os valores de ƒv, que representam a variação do volume durante o processo
de escapolitização, estão entre 0,9 e 1,04. No diagrama composição-volume (Fig. 11.4a), estão
mostrados as perdas e ganhos para diferentes valores de ƒv, em g/100g, em relação à amostra de
referência. Neste diagrama as retas SiO
2
, Al
2
O
3
, Fe
2
O
3(t)
, Na
2
O e P
2
O
5
cortam a linha Xn = 0 na
faixa de ƒv entre 0,9 e 1,04.
As perdas e ganhos, respectivamente, dos elementos maiores e traços são apresentados
nas Figuras 11.4b e 11.4c. Conclui-se que, para aquela faixa de ƒv, a rocha ganhou Na
2
O, K
2
O e
voláteis e perdeu MgO e CaO. Em geral, perdeu Al
2
O
3
e ganhou SiO
2
e Fe
2
O
3(t)
(Fig. 11.4b). A
Figura 11.4c mostra que, para qualquer que seja o valor de ƒv escolhido, houve perda de Sr e Zr
e ganho de Rb, Ba e Cu. Não foram constatadas perdas e/ou ganhos significativos nos teores dos
demais elementos traços, o que implica assumir que esses elementos tenham tido comportamento
relativamente imóvel durante o processo de escapolitização.
-20
-15
-10
-5
0
5
10
15
20
0,7 0,8 0,9 1 1,1 1,2
V
aria
ç
ão do fator de volume
(
fv
)
Perdas e ganhos em g/100g em relação
à amostra FD-01E
SiO2
Al2O3
Fe2O3
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2O5
P.F.
a
-6
-4
-2
0
2
4
6
8
SiO2 Al2O3 Fe2O3t MgO CaO Na2O K2O P2O5 P.F.
Perdas e ganhos em g/100g em relação à amostra
FD-01E
0,9
1
1,1
-400
-300
-200
-100
0
100
200
Rb Sr Ba Zr Nb
Y
Ta Ga Th U W Ni Co Cu
Perdas e ganhos em g/100g em relação à amostra
FD-01E
0,9
1
1,1
Figura 11.4: a) Diagrama composição volume (método de Gresens) para o par de amostras FD-01E –
FD-18A, apresentando as perdas e ganhos dos componentes maiores em função da variação do fator de
volume (fv). Os pontos onde as retas cortam a ordenada Xn = 0 indicam o valor de fv para o qual o
componente é considerado imóvel no processo de escapolitização; b) Balanço geoquímico de massa
(perdas ou ganhos) para os elementos maiores e P.F. em g/100g do tonalito e c) Balanço geoquímico de
massa (perdas ou ganhos) para os elementos traços em g/100g do tonalito.
c
b
b) Granitóides albitizados
Os sienogranitos mostram diferentes graus de albitização, culminando com a formação de
corpos de albitito. Com base em dados de campo e petrográficos, associados à composição
química das rochas da zona rica em albita, foram escolhidos dois pares de amostras para
aplicação do método de balanço geoquímico de massa proposto por Gresens (1967).
A albitização do sienogranito é marcada, em um primeiro estágio, pela transformação do
feldspato potássico em albita com textura em tabuleiro de xadrez (chessboard) e que gera, nos
estágios mais avançados de alteração, rochas constituídas basicamente por albita >> quartzo
(albititos, Anexo 13).
O par média dos sienogranitos - FD-01D foi usado para avaliar o estágio inicial da
albitização, contendo a amostra FD-01D 37,6% de albita hidrotermal, 16,4% de albita
magmática, 39,4% de quartzo, 6,2% de feldspato potássico e 0,4% de biotita (Anexo 13). O
outro par de amostras (média dos sienogranitos - FD-36) serviu para estudar a transferência de
massa na transformação do sienogranito em albitito (Na
2
O = 8,56%; Anexos 22 e 30), sendo o
albitito composto por 72,3% de albita hidrotermal, 22,6% de quartzo, 1,5% de biotita e 3,5% de
clorita.
1º PAR: Sienogranito (composição média) – granito moderadamente albitizado (FD-01D)
No Anexo 30 constam os resultados das perdas e ganhos calculados com a equação de
Gresens (1967). O cálculo do fator de volume para cada componente revela que os valores mais
adequados para avaliar a mobilidade geoquímica dos componentes, durante a albitização parcial
do sienogranito, estão entre 0,94 e 1,08. A escolha deste intervalo de ƒv implica assumir que
SiO
2
e Al
2
O
3
se comportaram como componentes imóveis durante o processo de alteração, haja
vista suas respectivas retas cortarem a linha Xn = 0 naqueles valores de ƒv (Fig. 11.5a). Este
diagrama mostra também que, independentemente do valor de ƒv escolhido, não houve perdas
ou ganhos significativos de Fe
2
O
3(t)
, MgO, CaO, P
2
O
5
e voláteis. Nas Figuras 11.5b e 11.5c estão
representadas as perdas e ganhos absolutos dos elementos maiores e traços, respectivamente,
para valores de ƒv entre 0,9 e 1,1. A Figura 11.5b revela que, independentemente do valor de ƒv
escolhido, o sienogranito albitizado ganhou Na
2
O, perdeu K
2
O e, em geral, ganhou SiO
2
e
perdeu Al
2
O
3
. A Figura 11.5b mostra também que não houve perdas ou ganhos significativos de
Fe
2
O
3(t)
, MgO, CaO, P
2
O
5
e voláteis. O fósforo, como já descrito por outros autores (LESHER;
GIBSON; CAMPEBELL, 1986; PETERSON; ELIASSON, 1997), teve comportamente
relativamente imóvel durante o processo de albitização. Na Figura 11.5c observa-se que para
valores de ƒv entre 0,9 e 1,1, à exceção de U e Ni, houve perda dos elementos traços, mesmo de
Cu (Anexo 30). As perdas de Ba e Rb decorreram da destruição do feldspato primário, enquanto
a de Cu deve indicar que durante a albitização as condições não foram favoráveis à precipitação
de minerais cupríferos. Por sinal, a única ocorrência conhecida de calcopirita na área encontra-se
na zona escapolitizada (Fig. 1.2).
De acordo com Poty et al (1986), o processo de albitização é comumente acompanhado
da adição de U. Nos granitóides albitizados de Serra Dourada não foram registrados ganhos
significativos deste elemento, que, assim, deve ter tido comportamento relativamente imóvel
durante a albitização do sienogranito.
-25
-20
-15
-10
-5
0
5
10
15
20
25
0,7 0,8 0,9 1 1,1 1,2
Variação do fator de volume (fv)
Perdas e ganhos em g/100g em relação
à média dos sienogranitos
SiO2
Al2O3
Fe2O3t
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2O5
P.F.
a
-6
-4
-2
0
2
4
6
8
10
12
14
SiO2 Al2O3 Fe2O3t M
g
O CaO Na2O K2O P2O5 P.F.
Perdas e ganhos em g/100g em relação à média
dos sienogranitos
0,9
1
1,1
-700
-600
-500
-400
-300
-200
-100
0
100
Rb Sr Ba Zr Nb
Y
Ta Ga Th U W Ni Co Cu
Perdas e ganhos em g/100g em relação à média
dos sienogranitos
0,9
1
1,1
Figura 11.5: a) Diagrama das perdas e ganhos dos componentes maiores em função do fator de volume
(fv) (método de Gresens) para o par de amostras média dos sienogranitos – FD-01D. Os pontos onde as
retas cortam a ordenada Xn = 0 indicam o valor de fv para o qual o componente teria sido imóvel no
processo de albitização; b) Balanço geoquímico de massa (perdas ou ganhos) para os elementos maiores e
P.F. em g/100g do sienogranito e c) Balanço geoquímico de massa (perdas ou ganhos) para os elementos
traços em g/100g do sienogranito.
c
b
2º PAR: Sienogranito (composição média) – albitito (FD-36)
Os cálculos de perdas e ganhos absolutos de componentes químicos relacionados com a
transformação do sienogranito em albitito foram realizados com a composição média dos
sienogranitos e a amostra FD-36.
As perdas e ganhos absolutos dos componentes maiores e traços são apresentados no
Anexo 31, no qual também constam os valores de fator de volume calculados para Xn = 0. O
Anexo 31 e o diagrama composição-volume (Fig. 11.6a) mostram que ƒv = 1 é um valor
plenamente adequado para descrever o balanço geoquímico de massa durante o processo
avançado de albitização e que, independentemente do valor de ƒv escolhido, não houve variações
significativas nos teores de Fe
2
O
3(t)
, CaO, MgO, P
2
O
5
e voláteis. Na Figura 11.6a observa-se que
as retas SiO
2
, Al
2
O
3
, Fe
2
O
3
e P
2
O
5
intersectam a linha Xn = 0 a valores de ƒv = 0,85 e 1,03, do
que se conclui que esses componentes ficaram imóveis durante o processo de produção dos
corpos de albitito. Nas Figuras 11.6b e 11.6c são apresentadas as perdas e ganhos,
respectivamente, dos componentes maiores e elementos traços. Na primeira figura, fica evidente
que, para valores de ƒv entre 0,8 e 1,1, houve ganho de Na
2
O e perda de K
2
O, e, em geral, perda
de SiO
2
e ganho de Al
2
O
3
. A Figura 11.6c revela que, para aqueles valores de ƒv, a rocha ganhou
Cu e Ni e perdeu os demais elementos traços. Destaca-se que as perdas mais significativas, assim
como no granito fracamente albitizado, foram registradas nos teores de Rb e Ba.
-30
-25
-20
-15
-10
-5
0
5
10
15
0,7 0,8 0,9 1 1,1 1,2
Variação do fator de volume (fv)
Perdas e ganhos e g/100g em relação à
média dos sienogranitos
SiO2
Al2O3
Fe2O3t
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2O5
P.F.
a
-20
-15
-10
-5
0
5
10
SiO2 Al2O3 Fe2O3t MgO CaO Na2O K2O P2O5 P.F.
Perdas e ganhos em g/100g em relação à média
dos sienogranitos
0,8
0,9
1
1,1
-700
-600
-500
-400
-300
-200
-100
0
100
200
Rb Sr Ba Z
r
Nb
Y
Ga Th U W Ni Co Cu
Perdas e ganhos em g/100g em relação à média
dos sienogranitos
0,8
0,9
1
1,1
Figura 11.6: a) Diagrama das perdas e ganhos dos componentes maiores em função do fator de volume
(fv) (método de Gresens) para o par de amostras média dos sienogranitos – FD-36. Os pontos onde as
retas cortam a ordenada Xn = 0 indicam o valor de fv para o qual o componente teria sido imóvel no
processo de albitização; b) Balanço geoquímico de massa (perdas ou ganhos) para os elementos maiores e
P.F. em g/100g do sienogranito e c) Balanço geoquímico de massa (perdas ou ganhos) para os elementos
traços em g/100g do sienogranito.
b
c
7.5.3 Relações entre os métodos Isovolumétrico e de Gresens
Os resultados dos cálculos de balanço geoquímico de massas revelam que ambos os
métodos utilizados são consistentes. Independentemente do método utilizado, a amostra de
granitóide parcialmente escapolitizada (FD-14) perdeu Ca e ganhou Fe
2
O
3(t)
, MgO, K
2
O e
voláteis, enquanto àquela representativa do estágio mais avançado de escapolitização (FD-18A)
perdeu CaO e MgO e ganhou Fe
2
O
3(t)
, Na
2
O, K
2
O e voláteis. Essa consistência também foi
confirmada com os granitóides albitizados, pois os cálculos realizados com ambos os métodos
indicam que a amostra parcialmente albitizada (FD-01D) ganhou SiO
2
e Na
2
O e perdeu Al
2
O
3
,
Fe
2
O
3(t)
, MgO, CaO e K
2
O, enquanto o albitito (FD-36) ganhou Al
2
O
3
, Fe
2
O
3(t)
, Na
2
O e voláteis
e perdeu SiO
2
, MgO, CaO e K
2
O.
8 INTERPRETAÇÃO DOS RESULTADOS
8.1 ÁREA DO SOSSEGO
8.1.1 Possíveis protólitos das rochas alteradas
As rochas estudadas (granitóides, vulcânicas ácidas, gabróicas e ricas em biotita) são as de
maior expressão dentro da mina do Sossego. A análise petrográfica dessas rochas mostra que
elas foram alteradas e/ou deformadas a tal ponto que não é mais possível reconhecer sua
composição original, quer mineralógica ou química. Contudo, a presença de alguns minerais nas
associações hidrotermais, notadamente a albita com textura em tabuleiro de xadrez, fenocristais
de plagioclásio e de quartzo e escapolita, bem como a preservação parcial de feições primárias
(textura porfirítica nas rochas vulcânicas e subofítica nas rochas gabróicas), permitem que alguns
protólitos sejam inferidos pelo menos com referência à classificação geral das rochas ígneas
(STRECKEISEN, 1976). Assim, os granitos teriam sido derivados principalmente de
sienogranitos e granodioritos, as metavulcânicas de andesitos e/ou basaltos porfiríticos e os
gabros de microgabros. As rochas ricas em biotita, devido aos elevados graus de milonitização e
alteração, são mais difíceis de serem desvendadas, embora a textura porfiroclástica de alguns
espécimes sugira vinculação, pelo menos em parte, com os mesmos protólitos das
metavulcânicas ácidas.
8.1.2 Seriam os granitos e metavulcânicas ácidas co-magmáticos?
Os dados químicos obtidos para os granitos e rochas metavulcânicas revelam amplas
variações nos teores dos elementos maiores, refletindo, além das diferenças esperadas na
composição original dos protólitos, principalmente a intensa transferência de massa entre os
fluidos e o ambiente mineralógico primário. Os ETR são normalmente imóveis durante os
processos de alteração, embora determinadas condições favoreçam a sua mobilidade (p. ex.
ALDERTON; PEARCE; POTTS, 1980; EXLEY, 1980; GIERÉ, 1990). Essas condições
envolvem, em especial, a presença de minerais ricos em ETR particularmente suscetíveis à
alteração ou a elevada concentração de ligantes como F
-
e PO
4
-3
nos fluidos aquosos. Nos
granitóides da área do Sossego, foram observados cristais euédricos a subédricos de alanita
primária com poucos sinais de corrosão, porém o registro de F-micas e de F-apatita hidrotermais
é clara evidência de que aqueles ligantes eram constituintes dos fluidos e poderiam ter
mobilizado os ETR.
Muito provavelmente, a alteração das rochas do Sossego se processou com alguma
mobilidade dos ETR, particularmente durante a formação do minério, haja vista a abundância de
alanita como fase hidrotermal. A grande semelhança entre os padrões de fracionamento dos
ETR dos granitos, rochas metavulcânicas ácidas e ricas em biotita é, pois, sugestiva de que os
respectivos protólitos evoluíram de um magma comum, ainda que as rochas ricas em biotita
apresentem maiores razões La
N
/Yb
N
. Corrobora esta hipótese o fato de, nestas três variedades de
rochas, outros elementos considerados de baixa mobilidade, como o Nb e Zr, apresentarem
variações de teores dentro de intervalos que se superpõem em grande parte, com maior
coincidência entre as rochas metavulcânicas ácidas e ricas em biotita.
8.1.3 Principais tipos de alteração hidrotermal
Albitização, escapolitização, anfibolitização, cloritização, biotitização, epidotização e
feldspatização potássica foram os principais processos de alteração hidrotermal reconhecidos nas
rochas estudadas, o primeiro sendo mais comum nas rochas granitóides e o segundo nas rochas
ricas em biotita e gabróicas. A definição desses processos teve por base a abundância relativa
dos minerais hidrotermais presentes, cujas relações com os estágios deformacionais, de evolução
progressiva dúctil a rúptil (VILLAS et al, 2005), deixam evidente que o metassomatismo sódico
foi mais precoce, seguido da actinolitização, cloritização e epidotização e finalmente da alteração
potássica (bititta+feldspato potássico).
Os fluidos iniciais, ricos em Na, K e Cl e com temperatura na faixa de 500-575°C
(MONTEIRO et al, 2007), migraram para área do Sossego durante o evento cisalhante e
promoveram alteração das rochas, cujas associações hidrotermais refletem bem as diferentes
composições dos protólitos. Os andesitos/basaltos, mais ricos em plagioclásio, responderiam
pela abundância de escapolita das rochas ricas em biotita, enquanto os sienogranitos a
granodioritos, mais ricos em K-feldspato, oportunizariam a formação de maiores quantidades de
albita com textura em tabuleiro de xadrez, como observado nos granitos. A migração desses
fluidos estendeu-se às rochas gabróicas, como evidenciado pela abundância de escapolita em
duas amostras (F422/198,1 e F422/203,85) e denotado por elevados teores de Na
2
O (Anexo 10).
As amostras das rochas metavulcânicas ácidas estudadas, que se supõem oriundas dos
mesmos protólitos das rochas ricas em biotita, não registram importante interação com esses
fluidos, tanto que é pouco significante o conteúdo de escapolita e não ocorrem biotita ou
turmalina. Actinolita (e não hastingsita/ferropargasita) e epidoto são produtos hidrotermais
comuns da alteração dessas amostras, sugerindo que um fluido diferente reagiu com seus
protólitos, certamente mais rico em Mg e Fe, mais pobre em Na, além de menos quente (≈
500°C; MONTEIRO et al, 2007) e mais oxidado (precipitação de magnetita e epidoto
pistacítico). Duas destas amostras mostram teores de Na
2
O em torno de 9% em peso (Anexo 8)
e proporções modais de albita (grande parte na forma de “fenocristais”) estimadas em 70-75%.
Estes teores não são atribuídos inteiramente à albitização, já que a produção de albita com
textura de tabuleiro de xadrez foi discreta e tampouco foram observados veios/vênulas
constituídos por este feldspato. A albita resultaria, primariamente, da descalcificação do
plagioclásio primário, cujo Ca teria sido em parte reprecipitado como actinolita e epidoto. Várias
amostras de gabro registram a influência desse fluido rico em Mg e Fe, o que é indicado pelas
elevadas proporções de actinolita-Mg-hornblenda e de magnetita que elas apresentam. Amostras
dos granitos foram também afetadas por esse fluido e nelas foram produzidas quantidades
variáveis de epidoto, clorita e, em menor escala, fengita.
À medida que a alteração avançou e escapolita, albita, anfibólios, epidoto, clorita e
magnetita precipitaram, os fluidos experimentaram mudanças composicionais, tornando-se mais
enriquecidos em K, por conta, sobretudo, da destruição do K-feldspato e biotita (?) primários,
bem como mais empobrecidos em Na, Mg e Fe. A razão a
K+
/a
H+
(a=atividade) aumentou, então,
a valores que voltaram a estabilizar o K-feldspato, dando início à alteração potássica a
temperaturas da ordem de 350-300°C (ROSA, 2006). Esta alteração está muito bem evidenciada
na amostra F352/63 das rochas metavulcânicas ácidas na qual se estimam quantidades de 20-
25% de K-feldspato hidrotermal, a maior parte presente em vênulas que se instalaram após a
rocha ter sido epidotizada e actinolitizada.
8.1.4 Química mineral e implicações quanto à natureza dos fluidos
Como já visto, os regimes termais sob os quais ocorreram o metassomatismo sódico e a
propilitização foram muito similares e o contraste mineralógico entre as rochas metavulcânicas e
as rochas ricas em biotita pode ser creditado a diferenças na composição dos fluidos. As
amostras de rocha metavulcânica contêm apenas traços de escapolita, mas as das rochas ricas em
biotita registram, da mesma forma que os granitos e gabros, actinolita ou Mg-hornblenda com
praticamente as mesmas características químicas (Anexo 5) em termos de X
Fe
(0,70-0,82), Cl (0-
0,5%) e F (0-0,22%), implicando a interferência de um fluido comum (rico em Mg e Fe), o qual
exerceu maior controle do que a composição do protólito na estabilidade deste anfibólio. Por seu
turno, as análises da biotita das rochas ricas em biotita e dos granitos não albitizados mostram
composições bem distintas, a primeira mais flogopítica (X
Fe
=0,35-0,50) e com teores de Cl e F
nas faixas de 0,7-1,6% e 0-0,46%, respectivamente, e a outra mais anítica (X
Fe
=0,64-0,67) e com
teores de Cl e F nas faixas de 1,68-2,0% e 0,06-0,13%, respectivamente. A íntima relação entre
biotita escapolita nas rochas ricas em biotita indica serem eles produtos do mesmo estágio
hidrotermal e, assim, formados a partir do fluido rico em Na, enquanto a biotita dos granitos
estaria associada ao desenvolvimento do epidoto, Mg-hornblenda e clorita e, dessa forma,
interpretada como fase hidrotermal do fluido rico em Mg e Fe. As variedades de biotita foram
muito provavelmente definidas bem mais pela composição dos fluidos, embora neste caso
diferenças composicionais dos protólitos das rochas ricas em biotita e dos granitos possam
também ter desempenhado algum papel.
A escapolita analisada pertence às rochas ricas em biotita e gabros, que resultaram de
protólitos bem distintos. A despeito disso, a composição deste tectossilicato é muito similar nas
duas rochas, revelando valores médios da fração molar Me de 0,28 (rochas ricas em biotita) e
0,29 (gabro), embora nestas últimas as análises pontuais sejam bem mais uniformes (Anexo 2).
Os teores de Cl são equivalentes, 3-4% nas rochas ricas em biotita e 3,5-3,8% nos gabros. É
admissível, pois, afirmar que a composição da escapolita dependeu fortemente do fluido rico em
Na e Cl. Esse mesmo fluido produziu albita nos granitos, rochas metavulcânicas ácidas, ricas em
biotita e gabros, durante o metassomatismo sódico principal, com teores de Ab entre 94,8 e
99,5%, os mais elevados sendo registrados nas amostras de rochas metavulcânicas (99-99,3%) e
granitos (98,5-99,3%), exatamente naquelas em que não houve produção de escapolita, a qual,
onde formada, especula-se, deve ter competido com a albita pelo Na. Daí os mais baixos valores
de Ab (96,4% e 94,8%) terem sido determinados, respectivamente, nas rochas ricas em biotita e
gabro.
A composição da clorita é dependente de vários fatores, dentre eles a temperatura e as
características químicas da rocha e do fluido (BRYNDZIA; SCOTT, 1987). A clorita que ocorre
nos granitos não albitizados faz parte da associação epidoto-actinolita±magnetita e revela caráter
francamente chamosítico (X
Fe
=0,46-0,62) e, assim, compatível com cristalização a partir do
fluido rico em Mg e Fe. Nas rochas ricas em biotita, a clorita ocorre em vênulas que cortam a
actinolita, junto com turmalina, albita, K-feldspato e titanita, e mostra valores de X
Fe
entre 0,19 e
0,36, próprios, portanto, da variedade clinocloro. Sua temperatura média de formação, com base
na equação geotermométrica proposta por Cathelineau (1988), foi estimada em 300°C. Além da
temperatura, por sinal concordante com os dados de inclusões fluidas obtidos para o estágio de
K-feldspatização (ROSA, 2006), e da paragênese, o caráter mais magnesiano desta clorita
evidencia a ação de outro fluido, mais frio (mistura dos anteriores?), e que talvez tenha sido o
precursor daquele responsável pela alteração que se seguiu à propilitização, ou seja, a alteração
potássica.
8.1.5 A origem dos fluidos responsáveis pelo metassomatismo sódico
Vários autores defendem que os fluidos responsáveis pela produção de albita e escapolita
hidrotermais são tipicamente de salinidades elevadas (HUNT; KERRICK, 1977; HUNT;
BAKER; THORKELSON, 2005; MARK, 1998). Outros interpretam rochas com abundante
escapolita, biotita e outros minerais ricos em cloro como derivadas do metamorfismo de exalitos
ou sedimentos salíferos ou evaporíticos (FRIETSCH et al, 1997; HUNT; BAKER;
THORKELSON, 2005; MARSHALL; OLIVER, 2006; MORA; VALLEY, 1989; OEN;
LUSTENHOUWER, 1992; SERDYUCHENKO, 1975). Os fluidos ricos em Na, K e Cl,
contendo também B e responsáveis pela associação hidrotermal presente nas rochas ricas em
biotita, acusaram salinidade superior a 50% equiv. em peso de NaCl e foram interpretados como
resultado de provável interação com rochas evaporíticas, visto que, na ausência de ebulição,
dificilmente poderiam ter sido derivados da cristalização de magmas graníticos (ROSA et al,
2006).
À parte a evidência indireta proporcionada pela abundância de escapolita, a presença de
evaporitos em Carajás só é corroborada pelos dados de δ
11
B em turmalinas dos depósitos do
Igarapé Bahia e Igarapé Salobo (DREHER; XAVIER, 2006; XAVIER et al, 2006). Se evaporitos
existiram nas cercanias do Sossego, muito provavelmente eles foram dissolvidos durante o
metamorfismo e os fluidos hiper-salinos resultantes armazenados nos poros das rochas e,
eventualmente, deslocados em resposta a diferenças de potencial para zonas mais permeáveis.
Por outro lado, dados de δ
37
Cl sugerem, para o Sossego, mistura de fluidos magmáticos
derivados do manto com águas conatas, sem importante contribuição evaporítica (CHIARADIA
et al, 2006). Porém, como estes próprios autores reconhecem, os dados isotópicos e geoquímicos
das inclusões fluidas estudadas refletem a composição média, integrada no tempo, dos fluidos
envolvidos nos processos de alteração/mineralização. Como teriam sido pelo menos dois fluidos
que se misturaram e em seguida experimentaram diluição por águas superficiais (ROSA, 2006),
a assinatura evaporítica poderia ter sido, de certa forma, descaracterizada.
8.2 ÁREA DE SERRA DOURADA
8.2.1 Fase pré-alteração
Comparativamente à área do Sossego, a alteração em Serra Dourada foi menos intensa e
nela foi possível amostrar sienogranitos, granodioritos e tonalitos inalterados. Alguma evidência
que essas rochas possam ter sido produzidas por cristalização fracionada de um mesmo magma
advém dos diagramas bivariantes CaO x SiO
2
, K
2
O x SiO
2
, Fe
2
O
3(t)
x SiO
2
e MgO x SiO
2
(Fig.
10.1), nos quais os sienogranitos figuram como os termos mais evoluídos. O maior grau de
fracionamento dos sienogranitos também está refletido nos teores mais elevados de Rb e mais
baixos de Sr (Fig. 10.5), em contraposição ao que se observa nos granodioritos, tonalitos e
enclaves tonalíticos, considerados as fácies progressivamente menos evoluídas. Todos esses
granitóides, bem como os enclaves neles contidos, exibem padrão de distribuição de ETR
bastante similar, o que reforça a idéia de cogeneticidade. Apesar dessas rochas não mostrarem
uma distribuição consistente nos diagramas discriminadores de fonte (WHALEN; CURRIE;
CHAPPELL, 1987), suas características mineralógicas e geoquímicas permitem, entretanto,
caracterizá-las como granitos tipo I (CHAPPEL; WHITE, 1974). Da mesma maneira, suas
associações mineralógicas permitem relacioná-las a um ambiente de subducção com influência
do regime tracional (BARBARIN, 1999). A afinidade cálcio-alcalina desses granitóides dá
suporte a esta hipótese.
8.2.2 Alteração hidrotermal
Albitização, escapolitização e, em menor escala, biotitização e silicificação são os
principais tipos de alteração hidrotermal identificados nos granitóides de Serra Dourada. Na
porção norte, onde dominam os tonalitos, a escapolitização foi o processo de maior expressão,
tendo sido seguido pela biotitização. Na parte sul, onde dominam os sienogranitos, a albitização
foi mais expressiva.
O metassomatismo sódico, representado pela escapolitização e albitização, foi perpetrado
obviamente por fluidos ricos em Na, que também continham K, Cl e F, dentre outros
componentes. À medida que esses fluidos promoviam a alteração dos tonalitos, aumentava a
razão Ca/Na, tanto é que a escapolita da massa rochosa revela Me=21,5%, enquanto as vênulas e
veios, que são manifestações posteriores dessa escapolitização, mostram escapolita com Me
variando de 26 a 31%. Com a produção de escapolita e a destruição de fases máficas primárias,
aumentaram a razão K/Na e os conteúdos de Mg e Fe do fluido, propiciando a formação de
abundante biotita de composição ligeiramente anítica (X
Mg
=0,45). Nos sienogranitos, aqueles
fluidos causaram a substituição do K-feldspato por albita, em cujo processo a razão K/Na do
fluido deve ter aumentado. A despeito disso, pouca biotita foi formada (0,4-2,0%), muito
provavelmente devido à baixa disponibilidade de MgO (0,05-0,28%) e Fe
2
O
3(t)
(0,74-1,42%) no
protólito (Anexo 20), e muito do K deve ter sido removido do sistema.
8.2.3 Química mineral e implicações quanto à natureza dos fluidos
A composição da biotita dos enclaves bem como a dos anfibólios dos tonalitos e enclaves
refletem as condições do ambiente magmático em que eles foram formados. Além dos teores
relativamente altos de Cl, estes minerais contêm quantidades menores, mas apreciáveis de F,
denunciando a presença deste fundente no magma e justificando o deslocamento da composição
das amostras em direção ao vértice Ab do diagrama normativo Q-Ab-Or (Fig. 10.4a). Com o
progressivo avanço da cristalização fracionada e com a formação de uma fase aquosa, a razão
Cl/F do magma diminui pelo fato de os coeficientes de partição favorecerem a permanência do F
na fusão e a migração do Cl para a fase aquosa (LONDON, 1995). Como os tonalitos são os
termos menos evoluídos, as razões Cl/F dos anfibólios e biotita podem ser usadas para comparar
as quantidades destes halógenos no magma com mais confiabilidade. Isto posto, é plausível
admitir que a fusão que gerou os tonalitos era mais enriquecida em Cl do que em F, podendo ela
estar relacionada ao consumo de crosta oceânica em ambiente de subducção (HEDENQUIST;
LOWENSTERN, 1994).
A produção de escapolita requereu fluidos ricos em Na e Cl, mas sua composição foi
fortemente influenciada pela variedade de plagioclásio primário substituído. Nos metadiabásios
(plagioclásio com Ab=64%) formou-se escapolita com teores de meionita mais altos (Me≈40%),
praticamente o dobro daquela formada nos tonalitos, cujo plagioclásio registra Ab=72%. A
escapolita das vênulas presentes nos apotonalitos tem conteúdos médios de Me da ordem de 28%
muito provavelmente em decorrência do aumento da concentração de Ca nas soluções
proporcionado pela dissolução dos anfibólios primários e dependeu, assim, substancialmente da
química dos fluidos. Os teores de Cl nas escapolitas de Serra Dourada (2,5 e 3,9%) implicam
altas atividades do ânion Cl
-
no fluido, o que favorece a formação do par iônico NaCl
o
previsto na
reação de transformação do plagioclásio em escapolita:
3(1Ca,Na)Al
1-2
Si
6-9
O8 + NaCl
o
aq
⇒ (Ca,Na)
4
Al
3-6
Si
6-9
O
24
Similarmente, a geração de albita hidrotermal nos sienogranitos decorreu da interação
com fluidos muito ricos em Na, mas pobres em Ca, como sugerem os teores de An, da ordem de
1,5%, na sua composição.
Por fim, as características desses fluidos (quentes e ricos em Cl) mostram que eles foram
potencialmente capazes de extrair Cu e Au das rochas pelas quais migraram. Excetuando o
garimpo do Danilo, não se conhecem, entretanto, mineralizações cupro-auríferas na região de
Serra Dourada. Há, pelo menos, três possíveis explicações: 1) as rochas alteradas não foram
fontes importantes destes metais; 2) se o foram, as concentrações de espécies de enxofre em
solução não foram suficientemente altas para solubilizar o Au nem tampouco para desestabilizar
os complexos de cloreto e permitir a deposição do Cu; e 3) outras ocorrências existem, mas a
região ainda não foi adequadamente explorada para localizá-las.
8.2.4 Balanço geoquímico de massa
Os dados petrográficos induzem a afirmar que os sienogranitos e tonalitos foram,
respectivamente, os protólitos dos granitóides albitizados e escapolitizados. Cálculos de balanço
de massa aplicados a esses protólitos e a seus respectivos apogranitóides mostram que o fluido
hidrotermal foi capaz de transferir, durante a alteração, quantidades significativas de Na para os
sienogranitos e menores de Na e K para os tonalitos.
Estima-se, para cada m
3
de sienogranito e para um valor de ƒv=1, um aporte de cerca de
130 kg de Na
2
O e de 50 kg de Al
2
O
3
e remoção de cerca de 140 kg de K
2
O e de 50 kg de SiO
2
quando da formação dos albititos. Somados as perdas (CaO) e os ganhos (Fe
2
O
3(t)
e MgO), não
chega a 5 kg a massa transferida para o fluido por m
3
de rocha alterada. Com relação ao
sienogranito albitizado, observa-se que houve uma perda eqüivalente de K
2
O (140 kg) e menor
ganho de Na
2
O (90 kg), porém registra-se, em vez de perda, um considerável ganho de SiO
2
(125
kg). Segundo Rimstidt (1997), a solubilidade do quartzo é favorecida pelos aumentos de
temperatura, pressão, pH e salinidade. Não se tem controle destes parâmetros em Serra Dourada,
porém, com o avanço da alteração, comumente ocorrem queda da temperatura, consumo de H
+
e
diminuição da salinidade por conta da precipitação de minerais hidrotermais. Aventa-se a
hipótese de que os fluidos salinos, alcalinos e quentes, que teriam dissolvido o quartzo primário
dos sienogranitos quando da geração dos albititos, deslocaram-se para outros pontos e, já mais
frios e menos salinos, precipitaram quartzo acompanhado de moderada albitização dos
sienogranitos. A implicação é de que o processo de albitização teve uma duração que se estendeu
de altas temperaturas (favoráveis à dissolução do quartzo) até temperaturas mais baixas
(favoráveis à precipitação do quartzo). Esses dados de balanço de massa são inteiramente
consistentes com as proporções modais determinadas para o protólito e rochas alteradas (Anexos
11 e 13).
Estimativas semelhantes para os tonalitos apontam uma entrada, por m
3
de rocha, de
aproximadamente 15 kg de Na
2
O, 35 kg de K
2
O e 30 kg de SiO
2
acompanhada da remoção de
cerca de 70 kg de CaO durante a escapolitização e biotitização dessas rochas. A perda de MgO
(13 kg) foi compensada pelo ganho de Fe
2
O
3(t)
e reflete a total destruição do anfibólio primário
(14% MgO) e a grande produção de biotita hidrotermal (22% FeO). Exceto para o ganho de
sílica, os outros dados de balanço de massa são condizentes com as composições modais do
protólito e das rochas escapolitizadas. Para aquela inconsistência, não foi encontrada uma
explicação satisfatória, já que há menos quartzo nas rochas alteradas e, na transformação
plagioclásio → escapolita, existe conservação de sílica. Além disso, em termos deste
componente, a destruição do anfibólio primário é compensada pela formação da biotita
hidrotermal.
Registra-se, finalmente, que o metassomatismo sódico em Serra Dourada foi bem mais
intenso na albitização do que na escapolitização (entrada de 6 a 9 vezes maior de Na
2
O), além de
ter sido acompanhado de expressiva remoção de K
2
O durante a albitização e de moderado aporte
deste componente durante a escapolitização. É licito supor, dessa forma, que os fluidos
enriquecidos em Na primeiramente albitizaram as rochas para, em seguida, escapolitizá-las.
9 CONCLUSÕES
A interpretação dos resultados obtidos nesta dissertação permite avançar as seguintes
conclusões:
9.1 ÁREA DO SOSSEGO
- A despeito da profunda obliteração das feições primárias das rochas estudadas, sienogranitos e
granodioritos foram considerados os mais prováveis protólitos dos granitos (GRA), os andesitos
e/ou basaltos porfiríticos das rochas metavulcânicas ácidas (MVA) e os microgabros das rochas
gabróicas (GBA);
- A textura porfiroclástica de algumas amostras das rochas ricas em biotita (BIX) sugere que elas
tenham sido derivadas, pelo menos em parte, das rochas metavulcânicas ácidas;
- Os sienogranitos e as rochas porfiríticas foram derivados provavelmente de um magma
granítico comum, ainda que de afinidade geoquímica desconhecida;
- Albitização, escapolitização, anfibolitização, cloritização, biotitização, epidotização e
feldspatização potássica são os principais tipos de alteração que afetaram as rochas estudadas,
sendo o primeiro mais comum nas rochas graníticas e o segundo nas rochas ricas em biotita e
gabróicas;
- No estágio inicial de alteração, sob influência do regime dúctil, fluidos ricos em Na, Cl e K
interagiram com os sienogranitos/granodioritos e andesitos/basaltos porfiríticos e foram
responsáveis pela produção de abundante albita nos granitos e de escapolita nas rochas ricas em
biotita. Esses fluidos também interagiram com os microgabros e, em decorrência, oportunizaram
a formação de escapolita;
- As distintas associações hidrotermais das rochas ricas em biotita e metavulcânicas ácidas
indicam que fluidos composicionalmente diferentes as alteraram. Pelas primeiras migraram
fluidos quentes (500-570°C), ricos em Na, Cl, K e B, enquanto nas últimas os fluidos eram mais
ricos em Mg e Fe, mais pobres em Na, além de menos quentes (≈ 500°C) e mais oxidados. A
ocorrência de epidoto, clorita e, em menor escala, fengita nos granitóides indica que os fluidos
mais ricos em Mg e Fe também com eles interagiram;
- Nos estágios finais da alteração, a temperaturas em torno de 300-350°C, os fluidos tornaram-se
mais ricos em K (aumento de a
K+
/a
H+
), em resposta à destruição do feldspato potássico e biotita
(?) primários dos granitóides, e oportunizaram a alteração potássica, a qual se manifesta
sobretudo mediante vênulas contendo K-feldspato.
9.2 ÁREA DE SERRA DOURADA
- Os sienogranitos, granodioritos e tonalitos de Serra Dourada são interpretados como produtos
da cristalização fracionada de um magma granítico comum, em que os primeiros representam as
rochas mais evoluídas;
- Todos esses granitóides, bem como os enclaves neles contidos, exibem similar padrão de
distribuição de ETR, o que reforça a hipótese de eles serem cogenéticos;
- As características mineralógicas e geoquímicas dessas rochas permitem caracterizá-las como
granitóides tipo I e relacioná-las a um ambiente de subducção com influência do regime
tracional;
- Albitização, escapolitização e, em menor escala, biotitização são os principais tipos de alteração
hidrotermal registrados nessas rochas, sendo o primeiro mais expressivo na porção sul, onde
dominam os sienogranitos, e os dois últimos ao norte, onde dominam os tonalitos;
- Os fluidos responsáveis pela produção de albita e escapolita eram, obviamente, ricos em sódio,
mas também continham quantidades apreciáveis de K e Cl > F;
- No estágio inicial do processo de albitização, os fluidos responsáveis pela formação dos corpos
de albitito e pela dissolução do quartzo primário dos sienogranitos foram, muito provavelmente,
mais salinos, ricos em álcalis e quentes. Com o avanço da albitização, esses fluidos tornaram-se
menos quentes e salinos e, em conseqüência, oportunizaram a moderada albitização dos
sienogranitos com reprecipitação de algum quartzo;
- Os dados químicos dos granitóides alterados indicam que os fluidos responsáveis pelo
metassomatismo sódico albitizaram os sienogranitos, ao transformar o feldspato potássico em
albita; em decorrência, houve aumento da concentração de K nos fluidos, o que concorreu, mais
tardiamente, para a produção de abundante biotita durante a escapolitização dos tonalitos;
- Cálculos de balanço geoquímico de massa indicam que, durante a transformação dos
sienogranitos em albititos, houve acentuados ganhos de Na
2
O e Al
2
O
3
e perdas de K
2
O e SiO
2
;
por conta da escapolitização, os tonalitos ganharam K
2
O, SiO
2
e, em menor escala, Na
2
O e
perderam bastante CaO. Esses dados sugerem que, durante o metassomatismo sódico, o aporte de
Na
2
O às rochas albitizadas foi, pelo menos, de 6 a 9 vezes maior em relação ao ganho deste
componente nos granitóides escapolitizados.
9.3 RELAÇÕES ENTRE AS ÁREAS DO SOSSEGO E SERRA DOURADA
- Na área do Sossego, a alteração hidrotermal foi muito mais intensa que na área de Serra
Dourada, onde grandes volumes de rocha mantiveram suas feições químicas e mineralógicas
originais. Comparando-se os dois sistemas hidrotermais, as razões fluido/rocha devem ter sido
maiores na área do Sossego, o que permitiu que as mudanças no ambiente mineral fossem
dominantemente controladas pelos fluidos;
- No depósito do Sossego, por exemplo, o teor de meionita da escapolita foi fortemente
influenciado pela composição do fluido, haja vista rochas bem distintas, como as ricas em biotita
e máficas, apresentarem escapolita com composição bem similar. Em Serra Dourada, a
composição deste tectossilicato foi controlada, muito mais, pela composição do protólito, pois a
escapolita presente nas rochas máficas é mais cálcica que aquela que ocorre nos apotonalitos;
- A abundância de escapolita em rochas de ambas as áreas é sugestiva da intervenção de fluidos
de alta salinidade que resultaram da interação com sedimentos evaporíticos no curso do
metamorfismo que ocorreu na região. Esta hipótese é corroborada, no caso do Sossego, por dados
de inclusões fluidas obtidos em minerais das rochas ricas em biotita, os quais mostram
salinidades superiores a 50% equiv. em peso de NaCl, ainda que evidências de ebulição tenham
sido registradas (ROSA et al, 2006);
- O estudo dos granitóides alterados de ambas as áreas confirma a abrangência regional do
metassomatismo sódico na região de Carajás, estendo-se até os arredores de Curionópolis;
- Escapolitização e albitização são processos mundialmente conhecidos como precursores da
mineralização cupro-aurífera (FRIETSCH et al, 1997; MARK, 1998). Entretanto, em Serra
Dourada ainda não foram descobertos depósitos de grande porte, ainda que as características dos
fluidos indiquem que eles foram capazes de extrair Cu e Au das rochas. Nesta área há registro de
apenas uma pequena ocorrência (garimpo do Danilo), que atualmente está sendo lavrada e o
minério de cobre (dominantemente calcopirita) negociado para fins agrícolas;
- A escassez de ocorrências de mineralização cupro-aurífera em Serra Dourada pode estar
relacionada à baixa concentração de Cu e Au nas rochas pelas quais os fluidos salinos e quentes
percolaram; se essas rochas eram enriquecidas nestes metais, as soluções não o eram em espécies
de enxofre e, assim, não foram capazes de transportar o Au e tampouco de desestabilizar os
complexos de cloreto; ou, alternativamente, as ocorrências existem, porém ainda não foram
descobertas por falta de maior esforço exploratório.
REFERÊNCIAS
ABDALLA, H.M. et al. On the albite-enriched granitoids at Um Ara area, Southeastern Desert,
Egypt. 1. Geochemical, ore potentiality and fluid inclusion studies. Journal of Geochemical
Exploration, v. 57, p. 127-138. 1996.
ALBUQUERQUE, M.A.C. de et al. Geologia e características das mineralizações cupríferas do
Depósito Alvo 118 Província Mineral de Carajás, Pará, Brasil. In: SIMPÓSIO DE GEOLOGIA
DA AMAZÔNIA 7, 2001, Belém (PA). Verticalização Mineral na Amazônia: resumos
expandidos. Belém, PA: SBG, 2001. 1 CD-ROM.
ALDERTON D.H.M.; PEARCE J.A.; POTTS P.J. Rare-earth element mobility during granite
alteration: evidence from Southwest England. Earth Plan. Sci. Letters, v. 49, p. 149-165. 1980.
ALMADA, M.C.O. O Corpo Acampamento Sul do depósito Bahia, Carajás: características
geológicas e fluidos hidrotermais. 1998. 94f. (Dissertação de Mestrado) - Universidade Federal
do Pará, Centro de Geociências, Belém, 1998.
ARAÚJO, O.J.B. et al. A megaestruturação arqueana da folha Carajás. In: SIMPÓSIO
LATINOAMERICANO DE GEOLOGIA AMAZÔNIA 7, 1998, Belém (PA). Verticalização
Mineral na Amazônia: resumos expandidos. Belém, PA: SBG, v. 1, p. 324-333, 1988.
ARAÚJO, O.J.B.; MAIA, R.G.N. Projeto especial mapas de recursos minerais, de solos e de
vegetação para a área do Projeto Grande Carajás; sub-projeto Recursos Minerais; Folha SB.22-Z-
A Serra dos Carajás – Estado do Pará, DNPM/CPRM; Brasília, 136p. 1991.
AVELAR, V.G. et al. O magmatismo arqueano da região de Tucumã - Província Mineral de
Carajás: novos resultados geocronológicos. Revista Brasileira de Geociências, v. 29, n. 4, p.
453-460. 1999.
BAILEY, S.W. Chlorites: structures and chrystal chemistry. In: BAILEY, S.W. (Ed). Hydrous
phyllosilicates (exclusive of micas). Michigan: Mineralogical Society of America, 1998. p. 347-
404 (Reviews in Mineralogy, 19).
BARBARIN, B. A review of the relationships between granitoid types, their origins and their
geodynamic environments. Lithos, v. 46, n. 3, p. 605-626. 1999.
BARBOSA, O. et al. Geologia estratigráfica, estrutural e econômica da área do Projeto
Araguaia. Rio de Janeiro: DNPM, 1966. 94p. (Monografia, 19).
BARREIRA, C.F.; SOARES, A.D.V.; RONZÊ, P.C. Descoberta do depósito Cu-Au Alemão -
Província Mineral de Carajás (PA). In: SIMPÓSIO DE GEOLOGIA DA AMAZÔNIA 6, 1999.
Manaus (AM). Boletim de resumos expandidos. Manaus, AM: SBG, 1999, p.136-139.
BARROS, C.E.M. et al. Metagabros de Águas Claras, Serra dos Carajás: petrografia, geoquímica
e transformações metamórfico-hidrotermais. Acta Geol. Leopoldensia, v. 40, p. 31-70. 1994.
BARROS, C.E.M. et al. Geochemistry of the Estrela Complex, Carajás region, Brazil: An
example of an Archean A-type granite. Journal of South American Earth Sciences, v. 10, n.3-
4, p. 321-330. 1997.
BARROS, C.E.M.; BARBEY, Y. Carajás Mining Province: shear belt or plutono-metamorphic
belt? In: 31
st
International Geological Congress, Abstracts Volume, CD-ROM. 2000.
BARROS, C.E.M.; MACAMBIRA, M.J.B.; BARBEY, Y. Idade do zircão do Complexo
Granítico Estrela: relações entre magmatismo, deformação e metamorfismo na Província Mineral
de Carajás. In: SIMPÓSIO DE GEOLOGIA DA AMAZÔNIA 7, 2001, Belém (PA).
Verticalização Mineral na Amazônia: resumos expandidos. Belém, PA: SBG, 2001, p. 17-20.
1 CD-ROM.
BAYLISS, P. Nomenclature of the trioctahedral chlorites. Canadian Mineralogist, v. 13, p. 178-
180. 1975.
BOTELHO, N.F. et al. Caracterização geológica e metalogenética do depósito de Cu ± (Au, W,
Mo, Sn) Breves, Carajás. In: MARINI, O.J.; QUEIROZ, E.T.; RAMOS, B.W. (Eds).
Caracterização de depósitos minerais em distritos mineiros da Amazônia. DNPM-
CT/MINERAL-ADIMB, 2005. p. 335-390.
BOTELHO, N.F.; MOURA, M.A.; OLIVO, G.R. The Breves deposit, Carajás, Brazil: a hybrid
Cu ± (Au, Mo, W, Sn, Bi, Co) mineralization related to 1.88 Ga reduced A-type granite and
vulcano-sedimentary rocks. In: SYMPOSIUM ON MAGMATISMO, CRUSTAL EVOLUTION
AND METALLOGENESIS OF THE AMAZONIAN CRATON, Belém. Anais. Belém, PA:
PRONEX-SBG (NO), 2006. p. 43.
BRYNDZIA L.T.; SCOTT S.D. The composition of chlorite as a function of sulfur and oxygen
fugacity: an experimental study. American Journal of Science, v. 287, p. 50-76. 1987.
CARVALHO, E.R. et al. Aplicação da espectroscopia de reflectância no estudo da alteração
hidrotermal no depósito de óxido de Fe-Cu-Au de Sossego, Província Mineral de Carajás (PA).
In: CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA 42, 2004a, Araxá (MG). Resumos. Araxá,
MG: SBG, 2004a. 1 CD-ROM.
CARVALHO, E.R. et al. Geologia do depósito de óxido de Fe-Cu-Au de Sossego, Província
Mineral de Carajás (PA). CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA 42, 2004b, Araxá
(MG). Resumos. Araxá, MG: SBG, 2004b. 1 CD-ROM.
CATHELINEAU, M. Cation site occupancy in chlorites and illites as a function of temperature.
Clay Minerals, v. 23. p. 471-485. 1988.
CHAPPEL, B.W.; WHITE, A.J.R. Two contrasting granite-types. Pacific Geology, v. 8, p. 173-
174. 1974.
CHIARADIA, M. et al. Origin of fluids in iron oxide-copper-gold deposits: constraints from
δ
37
Cl,
87
Sr/
86
Sr
i
and Cl/Br. Mineralium Deposita, v. 41, p. 565-573. 2006.
CORRETGE, L.G.; MARTINEZ, F.J. Albitizacion y sodificacion em granitos hercinicos
españoles. Studia Geológica, IV, p. 115-141. 1975.
COSTA, J.B.S.; HASUI, Y. Evolução geológica da Amazônia. In: COSTA, M.L.; ANGELICA,
R.S. (Ed.). Contribuições à geologia da Amazônia. Belém: FINEP/SBG, 1997. p. 15-90.
COX, K.G.; BELL, J.D.; PANKHUNT, R.J. The interpretation of Igneous Rocks, [S.l.]:
George Allen & Unwin, 1979. 450p.
DALL’AGNOL, R.; LAFON, J.M.; MACAMBIRA, M.J.B. Proterozoic Anorogenic Magmatism
in the Central Amazonian Province, Amazonian Craton: Geochronological, Petrological and
Geochemical Aspects. Mineralogy and Petrology, v. 50, p. 113-138. 1994.
DALL’AGNOL, R. et al. Geologia e geoquímica do terreno granito-“greenstone” de Rio Maria,
Província Mineral de Carajás, sudeste do Cráton Amazônico. In: SYMPOSIUM ON ARCHEAN
TERRANES OF THE SOUTH OF THE AMERICA PLATFORM, 1996, Brasilia, DF. Extended
Abstracts... Brasilia, DF: 1996. p. 29-30.
DALL’AGNOL, R. et al. General aspects of the granitogenesis of the Carajás metallogenic
province. In: INTERNATIONAL SYMPOSIUM ON GRANITES AND ASSOCIATED
MINERALIZATIONS 2., Salvador (BA). Executin Guide…Salvador, BA: 1997. p. 135-161.
DEER, W.A.; HOWIE, R.A.; ZUSSMAN, J. An introduction to the rock forming minerals.
London: Longman Group Limited. 1966. 528p.
DIAS, G.S. et al. Datação de zircões de sill de metagrabros: comprovação da idade arqueana da
Formação Águas Claras, Carajás, Pará. SIMPÓSIO DE GEOLOGIA DA AMAZÔNIA 5., 1996.
Belém (PA). Boletim de resumos expandidos, Belém. PA: SBG, 1996. p. 376-379.
DIPPLE G.M.; FERRY J.M. Metasomatism and fluid flow in ductile fault zones. Contributions
to Mineralogy and Petrology, v. 112, p. 149-164. 1992.
DOCEGEO. Revisão litoestratigráfica da Província Mineral de Carajás, Pará. In: CONGRESSO
BRASILEIRO DE GEOLOGIA 35., 1988, Belém (PA). Appended to the Proceedings. Belém,
PA: SBG, 1988. p. 11-54.
DREHER, A.M. O depósito primário de Cu-Au de Igarapé Bahia, Carajás: rochas
fragmentárias, fluidos mineralizantes e modelo metalogenético. 2004. 221f. (Tese de Doutorado)
– Universidade de Campinas, Instituto de Geociências, São Paulo, 2004.
DREHER, A.M.; XAVIER, R.P. The Igarapé Bahia deposit, Carajás: a Fe oxide (Cu-Au)
hydrotermal system evolved in a submarine Archean setting. In: SIMPÓSIO BRASILEIRO DE
METALOGENIA, 1., 2005, Gramado (RS). Resumos. Gramado, RS: 2005. 1 CD-ROM.
DREHER, A.M.; XAVIER, R.P. Geologic and isotopic constraints on fluid sources for the
Igarapé Bahia Cu-Au deposit, Carajás Mineral Province, Brazil. In: SYMPOSIUM ON
MAGMATISMO, CRUSTAL EVOLUTION AND METALLOGENESIS OF THE
AMAZONIAN CRATON, Belém (PA). Anais. Belém, PA: PRONEX-SBG (NO), 2006. p. 17.
ELLIS, D.M. Stability and phase equilibria of chlorine- and carbonate-bearing scapolites at
750ºC and 4000 bar. Geochimica at Cosmochimica Acta, v. 42, p. 1271-1281. 1978.
EVENSEN, N.M.; HAMILTON, P.J.; O’ NIONS, R.K. Rare earth abundances in chondritic
meteorites. Geochimica at Cosmochimica Acta, v. 42, p. 1199-1212. 1978.
EXLEY R.A. Microprobe studies of REE-rich accessory minerals: implications for Skye granite
petrogenesis and REE mobility in hydrothermal systems. Earth and Planetary Science Letters,
v. 48, p. 97-110. 1980.
FRIETSCH, R. et al. Early Proterozoic Cu (Au) and Fe ore deposits associated with regional Na-
Cl metasomatism in northern Fennoscandia. Ore Geology Reviews, v. 12, p. 1-34. 1997.
GALARZA, M.A.T.; MACAMBIRA, M.J.B. Petrologia e geocronologia das rochas encaixantes
do depósito de Cu-Au Igarapé Bahia, Província Mineral de Carajás, Pará, Brasil. In: KLEIN,
E.L.; VASQUEZ, M.L.; ROSA-COSTA, L.T. (Eds.). Contribuições à geologia da Amazônia,
Manaus (AM): SBG NO, 2002, v. 3, p. 153-168.
GALARZA, M.A.; MACAMBIRA, M.J.B.; VILLAS, R.N. Dating and isotopic characteristics
(Pb and S) of the oxide-Cu-Au-U-REE Igarapé Bahia ore deposit, Carajás Mineral Province, Pará
State, Brazil. Journal of South American Earth Sciences. (no prelo).
GIERÉ R. Hydrothermal mobility of Ti, Zr and REE: examples from the Bergell and Adamello
contact aureole (Italy). Terra Nova, v. 2, p. 60-67. 1990.
GOMES, A.C.B. Geologia, Petrografia e Geoquímica dos granitóides de Canaã dos Carajás
– SE do Estado do Pará. 2003. 164f. (Dissertação de Mestrado) - Universidade Federal do Pará,
Centro de Geociências, Belém, 2003.
GRESENS, RL. Composition-volume relationships of metasomatism. Chemical Geology, v. 2,
p. 47-65. 1967.
GUIDOTTI, C.V. Micas in metamorphic rocks. In: BAILEY, S.W. (Ed). Micas. Blacksburg,
Virginia: Mineralogical Society of America, 1984. p. 357-467. (Reviews in Mineralogy, 13).
HART, S.R.; ALDRICH, L.T. Fractionation of potassium/rubidium by amphiboles: implications
regardins mantle composition. Science, v. 155, p. 325-27. 1967.
HEDENQUIST, J.W.; LOWENSTERN, J.B. The role of magmas in the formation of
hydrothermal ore deposits. Nature, v. 370, p. 519-527. 1994.
HEINRICH, E.WM. The geology of carbonatites. Chicago (USA): Rand McNally & Company.
1966. 607p.
HENRY, D.J.; GUIDOTTI, C.V. Tourmaline as a petrogenetic indicator mineral: an example
from staurolite-grade metapelites of NW Maine. American Mineralogist, v. 70, p. 1-15. 1985.
HUNT, J.; BAKER, T.; THORKELSON, D. Regional-scale Proterozoic IOCG-mineralized
breccia systems: examples from the Wernecke Mountains, Yokun, Canada. Mineralium
Deposita, v. 40, p. 492-514. 2005.
HUNT, J.; KERRICK, D.M. The stability of sphene: experimental redetermination and
geological implications. Geochimica at Cosmochimica Acta, v. 41, p. 279-288. 1977.
HUHN, S.R.B.; MACAMBIRA, M.J.B.; DALL’AGNOL, R. Geologia e geocronologia Pb-Pb do
granito alcalino arqueano Planalto, região da Serra do Rabo, Carajás, PA. In: SIMPÓSIO DE
GEOLOGIA DA AMAZÔNIA 6., 1999a. Manaus (AM). Boletim de resumos expandidos.
Manaus, AM: SBG, 1999a. p. 463-466.
HUHN, S.R.B. et al. Descoberta do depósito Cu(Au) Cristalino: geologia e mineralização
associada – Região da Serra do Rabo – Carajás – PA. In: SIMPÓSIO DE GEOLOGIA DA
AMAZÔNIA 6., 1999b. Manaus (AM). Boletim de resumos expandidos. Manaus, AM: SBG,
1999b. p. 140-143.
HURLBUT, C.S.; KLEIN, C. Manual of Mineralogy. 1985. Disponível em : ‹
http://www.nationmaster.com/encyclopedia/Amphibole
›. Acesso em 25 de agosto de 2006.
IRVINE, T.N.; BARAGAR, W.R.A. A guide to the chemical calssification of the common
volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Science, v. 8, p. 523-547. 1971.
JACOBS, D.C.; PARRY, W.T. A comparison of the geochemistry of biotite from some Basin
and Range stocks. Economic Geology, v. 71, p. 1029-1035. 1976.
LE MAITRE, R.W. et al. A classification of igneous rocks and glossary of terms. Blackwell:
Oxford. 1989. 70p.
LEAKE, B.E. Nomenclature of Amphiboles. Mineralogical Magazine, v. 42, p. 533-569. 1978.
LEAKE, B.E. et al. Nomenclature of Amphiboles: Report of the Subcommittee on Amphiboles of
the International Mineralogical Association Commission on New Minerals and Minerals Names.
The Canadian Mineralogist, v. 35, p. 219-246. 1997.
LESHER, C.M; GIBSON, H.L.; CAMPEBELL, I.H. Composition-volume changes during
hydrothermal alteration of andesite at Buttercup Hill, Noranda district, Quebec. Geochimica at
Cosmochimica Acta, v. 50, p. 2693-2705. 1986.
LIMA, F.D.; PINHEIRO, R.V.L. As rochas sedimentares clásticas (Formação Gorotire) da
terminação leste da Falha Carajás, Serra dos Carajás – PA. In: REIS, N.J.; MONTEIRO, M.A.S.
(Eds). Contribuições à Geologia da Amazônia. Manaus (AM), SBG-NO, 2001. v. 2, p. 201-
224.
LIMA, F.D. Evolução tectônica da terminação leste da Falha Carajás, sul do Estado do
Pará. 2002. 98f. (Dissertação Mestrado) - Universidade Federal do Pará, Centro de Geociências,
Belém, 2002.
LINDENMAYER, Z.G. Salobo, Carajás, Brazil: geology, geochemistry and
metamorphism.1990. 407f. (Ph.D. Thesis) - University of Western Ontario London,
Canada,1990.
LINDENMAYER, Z.G.; TEIXEIRA, J.B.G. Ore genesis at the Salobo copper deposit, Serra dos
Carajás. In: SILVA, M.G.; MISI, A. (Eds). Base metal deposits of Brazil. Belo Horizonte
(MG): MME/CPRM/DNPM, 1999. p. 33-43.
LINDENMAYER, Z.G. et al. Geologia do depósito de Cu-Au de Gameleira Serra dos Carajás,
Pará. In: JOST, H.; BROD, J.A.; QUEIROZ, E.T. (Eds). Caracterização de depósitos auríferos
em distritos mineiros brasileiros. Brasília, D.F: DNPM-ADIMB, 2001. p. 80-142.
LINDENMAYER, Z.G. et al. Caracterização geológica do Alvo Estrela (Cu-Au), Serra dos
Carajás, Pará. In: MARINI, O.J.; QUEIROZ, E.T.; RAMOS, B.W. (Eds). Caracterização de
depósitos minerais em distritos mineiros da Amazônia. Brasília, D.F: DNPM-CT/MINERAL-
ADIMB, 2005. p. 153-226.
LONDON, D. Geochemical features of peraluminous granites, pegmatites, and rhyolites as
sources of lithophile metal deposits. In: THOMPSON, J.H.F. (Ed). Magmas, fluids and ore
deposits. Canadá: Mineral Association, Short Course, v. 23, p. 175-195. 1995.
LONDON, D. Estimating abundances of volatile and other mobile components in evolved silicic
melts through mineral-melt equilibria. Journal of Petrology, v. 38, n. 12, p. 1691-1706. 1997.
MACAMBIRA, M.J.B.; LANCELOT, J. Time constraints of the Archean Rio Maria crust,
Southeastern Amazonian Craton, Brazil. International Geology Review, v. 38, p. 1134-1142.
1996.
MACAMBIRA, E.M. B.; FERREIRA FILHO, C.F. Fracionamento magmático dos corpos
máfico-ultramáficos da Suíte Intrusiva Caeté – Sul do Pará; implicações geotectônicas e
metalogenéticas. In: SIMPÓSIO DE GEOLOGIA DA AMAZÔNIA 7., 2001. Belém.
Verticalização mineral na Amazônia: resumos expandidos. Belém, PA: SBG, 2001. Digital.
MACHADO, N. et al. U-Pb geochronology of Archean magmatism and basement reactivation in
the Carajás area, Amazon shield, Brazil. Prec. Research, v. 49, p. 329-354. 1991.
MAGHRAOUI, M.EL. et al. Element mobility during metasomatism of granitic rocks in the
Saint-Chély d’Apcher area (Lozère, France). Environment International, v. 28, p. 349-357.
2002.
MARK, G. Albitite formation by selective pervasive sodic alteration of tonalite plutons in the
Cloncurry district, Queensland. Australian Journal of Earth Sciences, v. 45, p. 765-774. 1998.
MARSCHIK, R.; MATHUR, R.; RUIZ, J. XLate archean Cu-Au-Mo mineralization at Gameleira
and Serra Verde, Carajás Mineral Province, Brazil: constraints from Re-Os. Mineralium
Deposita, v. 39, p. 983-991. 1998.
MARSHALL L.J.; OLIVER H.S. Monitoring fluid chemistry in iron oxide-copper-gold-related
metasomatic processes, eastern Mt. Isa Block, Australia. Geofluids, v. 6, p. 45-66. 2006.
MEDEIROS NETO, F.A. Estudos geológicos, geoquímicos e microtermométricos da jazida
de sulfetos de Cu-Zn do Corpo 4-E/Pojuca, Serra dos Carajás. 1985. 152f. (Dissertação de
Mestrado) - Universidade Federal do Pará, Centro de Geociências, Belém, 1985.
MEDEIROS NETO, F.A.; VILLAS, R.N. Geologia da jazida de Cu-Zn do corpo 4E Pojuca,
Serra dos Carajás. In: SIMPÓSIO DE GEOLOGIA DA AMAZÔNIA 2, 1985. Belém (PA).
Anais... Belém, PA: SBG-NV, 1985. v. 3, p. 97-112.
MONTEIRO, L.V.S. et al. O depósito de óxido de ferro-Cu-Au de Sossego, Carajás: evolução do
sistema hidrotermal com base na química mineral e geotermobarometria. In: CONGRESSO
BRASILEIRO DE GEOLOGIA 42., 2004a. Araxá (MG). Recursos minerais e
desenvolvimento sócio econômico: anais. Araxá, MG: SBG, 2004a. 1 CD-ROM.
MONTEIRO, L.V.S. et al. Mistura de fluidos associada a mineralização de óxido de Ferro-Cu-
Au de Sossego, Província Mineral de Carajás: Evidências a partir de isótopos de oxigênio e
carbono. In: CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA 42., 2004b. Araxá (MG). Recursos
minerais e desenvolvimento sócio econômico: anais. Araxá, MG: SBG, 2004b. 1 CD-ROM.
MONTEIRO, L.V.S. et al. The Sossego iron oxide-copper-gold deposit, Carajás Mineral
Province, Brazil: Stable isotope constraints on the genesis and hidrotermal system evolution. In:
SIMPÓSIO BRASILEIRO DE METALOGENIA 1., 2005. Gramado (RS). Resumos. Gramado,
RS: 2005. 1 CD-ROM.
MONTEIRO, L. et al. Evolution of the Sossego iron oxide-copper-gold hydrothermal system,
Carajás Mineral Province, Brazil. In: CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA 43., 2006.
Aracaju (SE). Anais. Aracaju, SE: SBG, 2006. p.85.
MONTEIRO, L.V.S. et al. Spatial and temporal zoning of hydrothermal alteration and
mineralization in the Sossego iron oxide-copper-gold deposit, Carajás Mineral Province, Brazil:
paragenesis and stable isotope constraints. Mineralium Deposita. Online first. [2007].
MORA, C.I.; VALLEY, J.W. Halogen-rich scapolite and biotite: Implications for metamorphic
fluid-rock interaction. American Mineralogist, v. 74, p. 721-737. 1989.
MOUGEOT, R. et al. Isotope geochemistry constraints for Cu, Au mineralizations and evolution
of the Carajás Province (Pará, Brazil). In: CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA 39.,
1996. Salvador (BA). Boletim de resumos expandidos. Salvador, BA: 7, SBG, 1996. p.321-324.
NESBITT, H.W.; YOUNG, G.M. Early Proterozoic climates and plate motions inferred from
major element chemistry of lutites. Nature, v. 299, p. 715-717. 1982.
NEVES, M.P. Estudos isotópicos (Pb-Pb, Sm-Nd, C e O) do depósito Sossego, Província
Mineral de Carajás, 2006. 104f. (Dissertação de Mestrado) - Universidade Federal do Pará,
Centro de Geociências, Belém, 2006.
NUNES, A.R. et al. A descoberta do depósito de Breves na Província Mineral de Carajás. In:
SIMPÓSIO DE GEOLOGIA DA AMAZÔNIA, 7., 2001. Belém (PA). Verticalização mineral
da Amazônia: resumos expandidos. Belém, PA: SBG, 2001. 1 CD-ROM.
O’CONNOR, J.T. A classification for quartz-rich igneous rock based on feldspar ratios. U.S.
Geological Survey Professional Paper, v. 525B, p. B79-B84. 1965.
OEN, I.S.; LUSTENHOUWER, W.J. Cl-rich biotite, Cl-K-hornblende, and Cl-rich scapolite in
meta-exalites: Nora, Bergslagen, Sweden. Economic Geology, v. 87, p. 1638-1648. 1992.
ORVILLE, P.M. Alkali ion exchange between vapor and fedspar phases. American Journal of
Science, v. 261, p. 201-237. 1963.
ORVILLE, P.M. Plagioclase cation exchange equilibria with aqueous chloride solution: results at
700°C and 2000 bars in the presence of quartz. American Journal of Science, v. 272, p. 234-
272. 1972.
ORVILLE, P.M. Stability of scapolite in the system Ab-An-NaCl-CaCO
3
at 4 kbar and 750ºC.
Geochimica at Cosmochimica Acta, v. 39, p. 1091-1105. 1975.
PEARCE, J.A.; HARRIS, N.B.W.; TINDLE, A.G. Trace element discrimination diagrams for the
tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology, v. 25, p. 956-983. 1984.
PEARCE, J.A. Sources and settings of granitic rocks. Episods, v. 19, n. 4, p. 120-125. 1996.
PETERSON, J.; ELIASSON, T. Mineral evolution and element mobility during episyenitization
(dequartzification) and albitization in the postkinematic Bohus granite, southwest Sweden.
Lithos, v. 42, p. 123-146. 1997.
PIDGEON, R.T.; MACAMBIRA, M.J.B. Datação U-Pb de estruturas primárias e secundárias de
zircões de granulitos do Complexo Pium, Província Carajás, Pará. In: CONGRESSO
BRASILEIRO DE GEOLOGIA 40., 1998. Belo Horizonte (MG). Anais. Belo Horizonte, MG:
SBG, 1998. p. 40.
PIMENTEL, N.M.; LINDENMAYER, Z.G.; LAUX, J.H.; AMSTRONG, R.; ARAUJO, J.C.
Geochronology and Nd isotope geochemistry of the Gameleira Cu-Au deposit, Serra dos Carajás,
Brazil: 1.8-1.7 Ga hydrothermal alteration and mineralization. Journal of South American
Earth Science, v. 15, p. 803-813. 2003.
PINHEIRO, R.V.L. Reactivation History of the Carajás and Cinzento strike-slipe Systems,
Amazon, Brazil.1997. 408f. (Tese de Doutorado) - Universidade de Durham, Departamento de
ciências geológicas, Inglaterra, 1998.
PINHEIRO, R.V.L.; HOLDSWORTH, R.E. Reactivation of Archean strike-slipe systems,
Amazon region, Brazil. Journal of the Geological Society, London, v. 154, p. 99-103. 1997.
POLLARD, P.J. Magmatic and postmagmatic processes in the formation of rocks associated with
rare-element deposits. Trans. Inst. Min. Metall. (Sect. B: Apll. Earth Sci.), v. 92, p. 1-9. 1983.
POLLARD, P.J. Sodic-(calcic) alteration in Fe-oxide-Cu-Au districts: an origin via unmixing of
magmatic H
2
O-CO
2
-NaCl ± CaCl
2
-KCl fluids. Mineralium Deposita, v. 36, p. 93-100. 2001.
POTY, B. et al. Uranium deposit espetially related ti granites in French part of hercynian orogen.
In: FUCHS, H.D. (Ed.) Vein type uranium deposits. TEC-DOC-361. Vienna: IAEA, p. 215-
246. 1986.
RAMSAY, C.R.; DAVIDSON, L.R. The origin of scapolite in the regionally metamorphosed
rocks of Mary Katheleen, Queensland, Australia. Contributions to Mineralogy and Petrology,
v. 25, p. 41-51. 1970.
REIS, F.N. Origem e evolução do depósito de sulfetos Serra Verde, Curionópolis (PA), com
base em dados geológicos, petrográficos, mineralógicos e isotópicos de Pb. 2000. 229f.
(Dissertação de Mestrado) - Universidade Federal do Pará, Centro de Geociências, Belém, 2000.
REIS, F.N.; VILLAS, R.N.N. O depósito de sulfetos de Cu + Au de Serra Verde, Província
Mineral de Carajás. In: SIMPÓSIO DE GEOLOGIA DA AMAZÔNIA 6., 1999. Manaus (AM).
Resumos expandidos. Manus, AM: SBG, 1999. p. 106-109.
REIS, F.N.; VILLAS, R.N.N. Mineralização e alteração hidrotermal no depósito cupro-aurífero
de Serra Verde, Província Mineral de Carajás. Revista Brasileira de Geociências, v. 32, n. 1, p.
69-86. 2002.
RÉQUIA, K.C.M.; XAVIER, R.P.; FIGUEIREDO, B. Evolução paragenética, textural e das fases
fluidas do depósito de Salobo, Província Mineral de Carajás, Pará. Boletim do Museu Paraense
Emílio Goeldi, v. 7, p. 27-39. 1995.
RÉQUIA, K.C.M. The Salobo iron-oxide copper-gold deposit, Carajás Mineral Province,
Brazil. 2002. (PhD Thesis) - University of Geneva, Switzerland, 2002.
RICKWOOD, P.C. Boundary lines within petrologic diagrams wich use oxides of major and
minor elements. Lithos, v. 22, p. 247-263. 1989.
RIGON, J.C. et al. Alvo 118 coppergold deposit – geology and mineralization, Serra dos Carajás,
Pará, Brazil. In: INTERNATIONAL CONGRESS OF GEOLOGY, 2000. Rio de Janeiro (RJ).
Abstracts. Rio de Janeiro, RJ:. SBG, 2000.
RIMSTIDT, J.D. Gangue minerals transport and deposition. In: BARNES H.L. (ed.)
Geochemistry of hydrothermal ore deposits. 3
rd
ed. New York: John Wiley & Sons, 1997. p.
487-515. 1997.
RONCHI, L.H. et al. Fluidos mineralizantes em depósitos de óxido de ferro, Cu e Au na região
de Carajás – PA. In: SIMPÓSIO BRASILEIRO DE METALOGENIA 1., 2005. Gramado (RS).
Resumos. Gramado, RS: 2005. 1 CD-ROM.
ROSA, A.G.N. Rochas hospedeiras, alteração hidrotermal e caracterização dos fluidos
associados ao corpo Sequeirinho do depódito do Sossego. 2006. 121f. (Dissertação de
Mestrado) - Universidade Federal do Pará, Centro de Geociências, Belém, 2006.
ROSA, A.G.N. et al. Estudo do paleossistema hidrotermal associado ao depósito Cu-Au do
Sossego, região de Carajás, com base em inclusões fluidas. In: SIMPÓSIO GEOLOGIA DA
AMAZÔNIA, 7., 2006. Belém (PA). Resumos expandidos. Belém, PA: SBG, 2006. 1 CD-
ROM.
SANTOS, M.G.S. Estudo dos isótopos de Pb e Nd do depósito de Cu-Au (U-ETR) Alemão,
Província Mineral de Carajás (PA). 2002. 121f. (Dissertação de Mestrado) - Universidade
Federal do Pará, Centro de Geociências, Belém, 2002.
SARDINHA, A.S. et al. Geocronologia Pb-Pb e U-Pb em zircão de granitóides arqueanos da
região de Canaã de Carajás, Província Mineral de Carajás. In: CONGRESSO BRASILEIRO DE
GEOLOGIA 42., 2004. Araxá (MG). Recursos minerais e desenvolvimento sócio econômic:
anais. Araxá, MG: SBG, 2004. 1 CD-ROM.
SCHWARTZ, M.O. Geochemical criteria for distinguishing magmatic and metasomatic albite-
enrichment in granitoids – examples from the Ta-Li granite Yichun (China) and the Sn-W
deposit Tikus (Indonesia). Mineralium Deposita, v. 27, p. 101-108. 1992.
SEN, N.; NOCHOLDS, S.R.; ALLEN, R. Traces elements in minerals from rocks of the southern
Californian batholith. Contributions to Mineralogy and Petrology, Acta, v. 16, p. 58-78. 1959.
SERDYUCHENKO, D.P. Some Precambrian scapolite-bearing rocks evolved from evaporites.
Lithos, v. 8, p. 1-7. 1975.
SHAND, S.J. Eruptive rocks. New York: John Wiley & Sons, 1951. 488p.
SHAW, D.M. The geochemistry of scapolite: Part I. Previous work and general mineralogy.
Journal of Petrology, v. 1, p. 218-260. 1960.
SILVA, C.M.G. O prospecto Águas Claras, Carajás (PA): alteração hidrotermal e
mineralização de sulfetos associada. 1996. (Dissertação de Mestrado) - Universidade Federal do
Pará, Centro de Geociências, Belém, 1996.
SILVA, C.M.G. ; VILLAS, R.N.N. 1998. The Águas Claras Cu-sulfides ± Au deposit, Carajás
region, Pará, Brazil: geological setting, wall-rock alteration and mineralizing fluids. Revista
Brasileira de Geociências, v. 28, p. 331-334.
SILVA, C.M.G.; MACAMBIRA, M.J.B.; VILLAS, R.N.N. Depósito de Cu-Au Águas Claras:
resultados geocronológicos Pb-Pb e Rb-Sr, Serra dos Carajás, Pará. In: SIMPÓSIO DE
GEOLOGIA DA AMAZÔNIA 7., 2001. Belém (PA). Verticalização mineral na Amazônia:
resumos expandidos. Belém, PA: SBG, 2001. 1 CD-ROM.
SIQUEIRA, J.B.; XAVIER, R.P. Microtermometria das inclusões fluidas da fluorita e
características do depósito Salobo 3A (Carajás/PA). In: Simpósio de Geologia da Amazônia 7.,
2001. Belém (PA). Verticalização Mineral na Amazônia: resumos expandidos. Belém, PA:
SBG, 2001. 1 CD-ROM.
SMITH, J.V. Feldspar Minerals. New York; Springer Verlag, 1974. v. 2: Chemical and textural
properties.
SOARES, J.E.B. Geologia, petrografia e geoquímica das rochas granitóides arqueanas da
região de Serra Dourada, Canaã dos Carajás-PA. 2002. 47f. (Exame de qualificação) -
Universidade Federal do Pará, Programa de Pós-Graduação em Geologia e Geoquímica, Belém,
2002.
SOARES, A.D.V. et al. Depósito Cu (Au) Cristalino, Serra dos Carajás, PA: Idade da
mineralização com base em análises Pb-Pb em sulfetos (Dados preliminares). In: SIMPÓSIO DE
GEOLOGIA DA AMAZÔNIA 7., 2001. Belém (PA). Verticalização mineral na Amazônia:
resumos expandidos. Belém, PA: SBG, 2001. 1 CD-ROM.
SOARES, A.D.V. et al. Área Águas Claras: contexto geológico e mineralizações. In: SIMPÓSIO
DE GEOLOGIA DA AMAZÔNIA 4, 1994. Belém. Boletim de resumos expandidos. Belém,
PA: SBG, 1994. p. 379-382.
SOUSA, F.D.S. Balanço de massa da alteração hidrotermal nas rochas encaixantes do corpo
Sossego, depósito Sossego, Província Mineral de Carajás. In: SEMINÁRIO DE INICIAÇÃO
CIENTÍFICA DA UFPA, 15, Belém (PA). Resumos, 2004. p. 81.
SOUSA, F.D.S. Balanço de massa e caracterização da alteração hidrotermal em rochas
graníticas hospedeiras do corpo Sossego, depósito Sossego, Província Mineral de Carajás.
2005. 55f. (Trabalho de Conclusão de Curso) - Universidade Federal do Pará, Centro de
geociências, Belém, 2005.
SOUSA, F.D.S.; VILLAS, R.N. Estudo comparativo da biotita e escapolita de rochas das áreas
do Sossego e Serra Dourada, região de Carajás (PA). In: CONGRESSO BRASILEIRO DE
GEOQUÍMICA 11, 2007. Atibaia (SP). Resumos. Atibaia, SP: 2007. 1 CD-ROM.
SOUSA, F.D.S.; VILLAS, R.N. Granitóides e biotita xistos do depósito Sossego, Carajás:
petrografia, composição química e química mineral. In: CONGRESSO BRASILEIRO DE
GEOLOGIA 43., 2006. Aracaju (SE). Anais. Aracaju, SE: SBG, 2006. p. 85.
SOUZA, S.R.B.; MACAMBIRA, M.J.B.; SCHELLER, T. Novos dados geocronológicos para os
granitos deformados do rio Itacaiúnas (Serra dos Carajás, Pará): implicações estratigráficas. In:
SIMPÓSIO DE GEOLOGIA DA AMAZÔNIA 5, 1996. Belém (PA). Boletim de resumos
expandidos. Belém, PA: SBG, 1996. p. 380-383.
STRECKEISEN, A. To each plutonic rock its proper name. Earth Science Review, v. 12, p. 1-
33. 1976.
TALLARICO, F.M.B. O cinturão cupro-aurífero de Carajás, Brasil. 2003. 229p. (Tese de
Doutorado) - UNICAMP, Campinas (SP), 2003.
TALLARICO, F.M.B. et al. Geological SHRIMP II U-Pb constraints on the age and origin of the
Breves Cu-Au deposit, Carajás, Brazil. Mineralium Deposita, v. 39, p. 68-86. 2004.
VANKO, D.A.; BISHOP, F.C. Occurrence and origin of marialitic scapolite in the Humboldt
Lopolith, N.W. Nevada. Contributions to Mineralogy and Petrology, v. 81, p. 277-289. 1982.
VANKO, D.A. et al. Chemistry and origin of secondary minerals from the deep sheeted dikes
cored during Leg 148 (Hole 504B). 1995. Disponível em: ‹http://www-
odp.tamu.edu/publications/srv/abstr148/148-06.htm›. Acesso em 25 de julho de 2005.
VIEIRA, E.A.P. et al. Caracterização geológica da jazida polimetálica do Salobo 3A -
Reavaliação. In: CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA 35., 1988. Belém (PA).
Província Mineral de Carajás: litoestratigrafia e principais depósitos minerais. Belém, PA:
SBG, 1988. p. 97-114. (Anexo aos Anais).
VILLAS, R.N.; SANTOS, M.D. Gold deposits of the Carajás Mineral Province: deposit types
and metallogenesis. Mineralium Deposita, v. 36, p. 300-331. 2001.
VILLAS, R.N.; NEVES, M.P.; ROSA, A.G.N. The Fe oxide-Cu-Au Sossego deposit, Carajás
Mineral Province, Brazil: dating of the mineralization and fluid characteristics. In: SYMPOSIUM
ON MAGMATISM, CRUSTAL EVOLUTION AND METALLOGENESIS OF THE
AMAZONIAN CRATON, Belém. Anais. Belém, PA: PRONEX-SBG (NO), 2006. p. 33.
VILLAS, R.N. et al. Geologia do depósito Igarapé Bahia/Alemão Província Carajás, Pará. In:
JOST, H.; BRAD, J.A.; QUEIROZ, E.T. (Eds). Caracterização de depósitos auríferos em
distritos mineiros brasileiros. Brasília, D.F.: DNPM-ADIMB, 2001. p. 215-242.
VILLAS, R. N. et al. Relações entre deformação, alteração hidrotermal e mineralização no
depósito Cu-Au do Sossego, Província Mineral de Carajás. In: SIMPÓSIO BRASILEIRO DE
METALOGENIA, 1., 2005. Gramado (RS). Resumos. Gramado, RS: 2005. 1 CD-ROM.
VILLAS, R.N. et al. Rochas hospedeiras e alteração hidrotermal do depósito Sossego, Província
Mineral de Carajás. In: CONGRESSOS BRASILEIROS DE GEOLOGIA 42., 2004. Araxá
(MG). Recursos minerais e desenvolvimento sócio econômico: anais. Araxá, MG: SBG, 2004.
1 CD-ROM.
VOLP, K.M. The Estrela copper deposit, Carajás, Brazil: a Cu-rich stockwork greisen hosted by
a Proterozoic A-type granite. In: SYMPOSIUM ON MAGMATISM, CRUSTAL EVOLUTION
AND METALLOGENESIS OF THE AMAZONIAN CRATON, Belém. Anais. Belém, PA:
PRONEX-SBG (NO), 2006. p. 78.
XAVIER, R.P. et al. How was high salinity acquired by brines associated with Precambrian Cu-
Au systems of the Carajás Mineral Province (Brazil)? Evidence from boron isotope composition
of tourmaline. In: SYMPOSIUM ON MAGMATISM, CRUSTAL EVOLUTION AND
METALLOGENESIS OF THE AMAZONIAN CRATON, Belém (PA). Anais. Belém, PA:
PRONEX-SBG (NO), 2006. p. 34.
XAVIER, R.P. et al. Chemical and boron isotopic composition of tourmaline from Archean and
Paleoproterozoic Cu-Au deposits in the Carajás Mineral Province. In: SIMPÓSIO BRASILEIRO
DE METALOGENIA 1., 2005. Gramado (RS). Resumos. Gramado, RS: 2005. 1 CD-ROM.
WEDEPOHL, K.H. Rubidium, Handbook of geochemistry. Berlim: Springer-Verlag, pp. 37-B-
37-N. 1970.
WHALEN, J.B.; CURRIE, K.L.; CHAPPELL, B.W. A-type granites: geochimical characteristics,
discrimination and petrogenesis. Contributions to Mineralogy and Petrology, v. 95, p. 407-
419. 1987.
WINTER, C.J. Geology and base-metal mineralization associated with Archean iron-
formation in the Pojuca Corpo Quatro deposit, Carajás, Brazil. 1994. 420f. (Tese de
Doutorado) - University of Southampton, 1994.
ANEXOS
ANEXO 1: ANÁLISES DOS FELDSPATOS DOS GRANITOS, METAVULCÂNICAS ÁCIDAS, ROCHA RICA EM BIOTITA (BIX) E
GABRO DO DEPÓSITO SOSSEGO.
1
Vênulas
4
Borda do cristal
7
Rocha moderadamente escapolitizada
2
Núcleo do cristal
5
Vênula
8
Todo Fe como Fe
3+
3
Microclina/Ortoclásio
6
Rocha parcialmente preservada
Amostra
Granitos Metavulcânicas ácidas BIX Gabro
F183 F183
1
F314/118
1
F352/63,5
2
F352/63,5
4
F352/63,5
5
F425/52,4 F422/200
7
F422/194,6
6
F422/200
7
F422/194,6
6
Albita Albita Albita Mc/Or
3
Albita Mc/Or Albita Albita Albita Labradorita Andesina
SiO
2
69,35 69,37 68,38 63,73 68,53 64,13 67,60 68,30 69,13 51,03 59,01
TiO
2
0,06 0,02 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,02 0,01 0,00 0,01
Al
2
O
3
19,41 19,33 19,08 18,19 19,46 18,18 19,65 19,91 19,68 30,61 26,01
Fe
2
O
3
8
0,03 0,03 0,11 0,29 0,00 0,02 0,00 0,11 0,06 0,37 0,03
MnO 0,02 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00
MgO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,03 0,00
Cão 0,18 0,17 0,14 0,00 0,08 0,03 0,48 0,51 0,12 13,54 7,86
BaO 0,06 0,03 0,03 0,31 0,00 0,29 0,01 0,00 0,00 0,00 0,02
Na
2
O 11,69 11,74 11,55 0,62 11,57 0,27 11,12 11,44 11,49 3,91 7,01
K
2
O 0,05 0,04 0,10 15,79 0,06 16,52 0,07 0,04 0,02 0,04 0,10
SrO 0,00 0,02 0,00 0,00 0,00 0,02 0,00 0,00 0,02 0,00 0,02
Total 100,85 100,73 99,40 98,92 99,70 99,46 98,94 100,33 100,53 99,54 100,05
Ab
98,98 99,09 98,89 6,38 99,32 2,46 97,36 97,38 99,49 34,22 61,42
Na
0,80 0,70 0,60 0,00 0,34 0,25 2,30 2,40 0,51 65,57 38,03
Or
0,23 0,21 0,50 93,62 0,34 97,29 0,34 0,22 0,00 0,21 0,55
Fórmula estrutural com base em 32 átomos de oxigênio
Si 12,03 12,02 12,02 11,93 11,99 12,02 11,93 11,90 12,00 9,33 10,52
Ti 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Al 3,96 3,95 3,95 4,01 4,01 4,02 4,09 4,09 4,02 6,60 5,47
Fe
3+
0,00 0,00 0,01 0,04 0,00 0,00 0,00 0,01 0,01 0,05 0,00
Mn 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Mg 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00
Ca 0,03 0,03 0,02 0,00 0,01 0,01 0,09 0,10 0,02 2,65 1,50
Ba 0,00 0,00 0,00 0,02 0,00 0,02 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Na 3,93 3,94 3,94 0,26 3,92 0,10 3,81 3,86 3,87 1,38 2,42
K 0,01 0,01 0,02 3,77 0,01 3,95 0,01 0,01 0,00 0,01 0,02
Sr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
ANEXO 2: ANÁLISES DA ESCAPOLITA DAS ROCHAS RICAS EM BIOTITA E GABRO DO
DEPÓSITO SOSSEGO.
Amostra
Rochas ricas em biotita Gabro
F211/82
1
F211/82
2
F352/154
1
F422/194,6
3
F422/203,85
4
SiO
2
54,80 55,04 57,93 56,03 56,72
TiO
2
0,02 0,01 0,01 0,01 0,01
Al
2
O
3
22,86 23,01 22,17 23,63 22,73
Fe
2
O
3
0,10 0,11 nd 0,02 0,00
FeO
nd nd 0,05 nd nd
MnO 0,01 0,03 0,01 0,00 0,00
MgO 0,00 0,04 0,00 0,00 0,00
Cão 7,84 7,90 5,89 7,29 6,22
Na
2
O 9,36 9,35 10,48 9,72 10,13
K
2
O 0,45 0,45 0,56 0,44 0,56
Cl 3,35 3,21 3,67 3,69 3,90
SO
3
0,03 0,02 0,03 0,01 0,01
Total 98,82 99,17 100,80 100,85 100,28
O=Cl 0,76 0,72 0,83 0,83 0,88
Total 98,06 98,45 99,97 100,02 99,40
Fórmula estrutural com base em 12 átomos de oxigênio
Si 3,85 3,85 3,97 3,85 3,92
Ti
0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Al
1,89 1,90 1,79 1,91 1,85
Fe
3+
0,01 0,01 nd 0,00 0,00
Fe
2+
nd nd 0,01 nd nd
Mn 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Mg 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Ca 0,59 0,59 0,43 0,54 0,46
Na 1,27 1,27 1,39 1,30 1,36
K 0,04 0,04 0,05 0,04 0,05
Cl 0,40 0,38 0,43 0,43 0,46
CO
3
0,10 0,12 0,07 0,07 0,04
Me
5
31,05 31,05 22,99 28,72 24,60
Na/Ca
2,15 2,15 3,23 2,41 2,96
1
Porfiroblastos presentes nas bandas ricas em biotita
2
Porfiroblastos presentes nas bandas félsicas
3
Agregados de cristais na massa da rocha
4
Vênula
5
Me = 100xCa/(Ca+Na+K)
6
CO
3
=0,5-Cl
nd Não determinado
ANEXO 3: ANÁLISES DA BIOTITA DO GRANITO E ROCHAS RICAS EM BIOTITA DO
DEPÓSITO SOSSEGO.
1
Palhetas parcialmente cloritizadas
2
Bandas máficas
3
Bandas félsicas
4
Todo Fe como Fe
2+
5
OH = 4-Cl-F
Amostra
Granito Rochas ricas em biotita
F314/293
1
F211/82
2
F211/82
3
F352/154
2
F425/52,4
2
SiO
2
33,27 37,26 37,18 37,46 37,09
TiO
2
2,02 1,52 1,56 1,40 2,67
Al
2
O
3
13,20 14,63 14,40 14,03 15,36
FeO
4
26,99 16,75 16,90 20,13 14,42
MnO 0,09 0,03 0,04 0,08 0,05
MgO 7,92 14,06 14,05 12,09 14,05
CaO 0,02 0,01 0,00 0,04 0,08
BaO 0,30 0,10 0,11 0,13 0,17
Na
2
O 0,05 0,18 0,14 0,10 0,06
K
2
O 8,45 9,23 9,36 9,19 9,91
F 0,09 0,23 0,16 0,23 0,23
Cl 1,84 1,32 1,28 1,43 0,93
Total 94,24 95,33 95,18 96,30 95,01
O=F 0,04 0,11 0,07 0,11 0,11
O=Cl 0,42 0,30 0,29 0,32 0,21
Total 93,78 94,92 94,82 95,87 94,69
Fórmula estrutural com base em 24 átomos de oxigênio
Si 5,94 6,15 6,16 6,21 6,18
Al
IV
2,06 1,85 0,98 1,79 1,82
Al
VI
0,71 1,00 1,84 0,97 1,23
Ti 0,27 0,19 0,20 0,17 0,32
Fe
2+
4,03 2,31 2,35 2,83 1,95
Mn 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01
Mg 2,11 3,47 3,47 3,01 3,17
Ca 0,00 0,00 0,00 0,01 0,07
Ba 0,02 0,01 0,00 0,01 0,01
Na 0,02 0,05 0,04 0,03 0,20
K 1,92 1,95 1,97 1,93 1,95
F 0,05 0,12 0,09 0,12 0,11
Cl 0,56 0,37 0,36 0,39 0,23
OH
5
3,39 3,51 3,55 3,49 3,66
Al
total
2,77 2,85 2,81 2,76 3,05
Fe/(Fe+Mg)
0,66 0,40 0,40 0,48 0,38
ANEXO 4: ANÁLISES E CÁLCULOS DO GEOTERMÔMETRO (CATHELINEAU 1988) DA
CLORITA DOS GRANITOS E ROCHAS RICAS EM BIOTITA DO DEPÓSITO SOSSEGO.
Amostra
Granito Rochas ricas em biotita
F314/118 F314/118 F314/293 F314/293 F425/52,4 F425/140,7
Clinocloro Chamosita Clinocloro Chamosita Clinocloro
1
Clinocloro
1
SiO
2
26,77 26,27 26,26 24,63 28,45 28,10
TiO
2
0,03 0,05 0,15 0,04 0,03 0,00
Al
2
O
3
19,67 16,59 17,25 20,21 20,85 17,82
FeO
2
24,85 31,24 24,25 25,75 10,85 19,65
MnO 0,07 0,21 0,09 0,04 0,04 0,09
MgO 15,79 11,80 14,79 11,86 25,11 19,92
Cão 0,03 0,09 0,15 0,05 0,07 0,05
BaO 0,02 0,03 0,00 0,03 0,00 0,00
Na
2
O 0,03 0,03 0,03 0,01 0,01 0,00
K
2
O 0,04 0,05 0,01 0,04 0,10 0,02
F 0,02 0,07 0,00 0,01 0,03 0,00
Cl 0,06 0,02 0,10 0,19 0,00 0,00
Total 87,36 86,45 83,07 82,87 85,54 85,66
O=F 0,01 0,03 0,00 0,00 0,01 0,00
O=Cl 0,01 0,00 0,02 0,04 0,00 0,00
Total 87,34 86,42 83,05 82,83 85,53 85,66
Fórmula estrutural com base em 28 átomos de oxigênio
Si 5,64 5,83 5,84 5,54 5,67 5,87
Al
IV
2,36 2,17 2,16 2,46 2,33 2,13
Al
VI
2,52 2,17 2,36 2,89 2,57 2,26
Ti 0,00 0,01 0,03 0,01 0,00 0,00
Fe
2+
4,38 5,80 4,51 4,84 1,81 3,43
Mn 0,01 0,04 0,02 0,01 0,01 0,02
Mg 4,96 3,91 4,90 3,97 7,46 6,21
Ca 0,01 0,02 0,04 0,01 0,01 0,01
Ba 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Na 0,01 0,01 0,01 0,00 0,00 0,00
K 0,01 0,01 0,00 0,01 0,03 0,01
F 0,01 0,05 0,00 0,01 0,02 0,00
Cl 0,02 0,01 0,04 0,07 0,00 0,00
OH 3,97 3,94 3,96 3,92 3,98 4,00
Al
total
4,88 4,34 4,52 5,35 4,90 4,39
Fe/(Fe+Mg)
0,47 0,60 0,48 0,55 0,20 0,36
GEOTERMÔMETRO
Al
IV, 3
1,13 1,16 1,17 1,07
T (°C)
4
302 312 315 283
1
Vênula
2
Todo Fe como Fe
2+
3
Al
IV
recalculado para 14 átomos de oxigênio
4
T (°C) = 321,98 * Al
IV
– 61,92
ANEXO 5: ANÁLISES DOS ANFIBÓLIOS DOS GRANITOS, METAVULCÂNICAS
ÁCIDAS (MVA), ROCHAS RICAS EM BIOTITA E GABRO DO DEPÓSITO SOSSEGO.
Amostra
Granito MVA BIX Gabro
F314/118 F352/63,5 F211/82 F211/82 F422/200 F422/200
Actinolita Actinolita Actinolita Hast./Fe-Pargas. Actinolita Mg-hornblenda
SiO
2
51,51 52,65 52,76 38,32 51,84 46,78
TiO
2
0,55 0,09 0,08 0,14 0,23 0,74
Al
2
O
3
2,87 4,07 3,86 14,09 4,07 8,58
FeO
1
15,49 11,49 10,61 22,01 12,46 15,15
MnO 0,04 0,03 0,05 0,05 0,05 0,06
MgO 14,67 16,78 17,39 6,83 15,70 12,84
CaO 10,76 11,27 11,82 11,10 11,82 11,57
Na
2
O 1,06 0,61 0,42 1,57 0,48 1,07
K
2
O 0,29 0,17 0,18 1,62 0,24 0,64
F 0,19 0,00 0,11 0,11 0,09 0,12
Cl 0,33 0,31 0,31 3,15 0,30 1,15
Total 97,77 97,45 97,58 98,98 97,63 98,70
O=F 0,08 0,00 0,05 0,05 0,04 0,05
O=Cl 0,07 0,07 0,07 0,71 0,07 0,26
Total 97,62 97,38 97,46 98,22 97,52 98,39
Fórmula estrutural com base em 24 átomos de oxigênio
Si 7,87 7,88 7,87 6,23 7,84 7,16
Ti
0,06 0,01 0,06 0,02 0,03 0,09
Al 0,52 0,72 0,68 2,70 0,73 1,55
Fe
2+
1,98 1,44 1,32 2,99 1,57 1,94
Mn 0,01 0,00 0,01 0,01 0,01 0,01
Mg 3,34 3,75 3,87 1,65 3,54 2,93
Ca 1,76 1,81 1,89 1,93 1,91 1,90
Na 0,31 0,18 0,12 0,49 0,14 0,32
K 0,06 0,03 0,03 0,34 0,05 0,13
F 0,09 0,00 0,05 0,06 0,04 0,06
Cl 0,09 0,08 0,08 0,87 0,08 0,30
Mg/(Mg+Fe)
0,63 0,72 0,75 0,36 0,69 0,60
Fe/(Fe+Mg)
0,37 0,28 0,25 0,64 0,31 0,40
(Ca + Na)
B
2,00 1,99 2,00 2,00 2,00 2,00
(Na + K)
A
0,13 0,03 0,04 0,76 0,10 0,35
1
Todo Fe como Fe
2+
nd Não determinado
ANEXO 6: ANÁLISES DA TURMALINA DAS ROCHAS RICAS EM BIOTITA DO DEPÓSITO
SOSSEGO.
1
Todo Fe como Fe
2+
2
Quantidade de boro pra 36 átomos de oxigênio
nd Não determinado
Amostra
Rochas ricas em biotita
F211/82 F352/154 F425/140,7
SiO
2
36,42 37,05 35,86
TiO
2
0,38 0,27 0,90
Al
2
O
3
29,99 33,48 28,14
FeO
1
6,41 6,66 10,14
MnO 0,00 0,01 0,01
MgO 8,79 8,13 7,16
CaO 1,90 1,20 0,59
BaO 0,67 0,00 0,00
Na
2
O 1,13 1,84 2,40
K
2
O 0,06 0,03 0,04
F 0,11 0,09 0,09
Cl 0,02 0,02 0,00
Total 85,88 88,77 85,34
O=F 0,05 0,04 0,04
O=Cl 0,00 0,00 0,00
Total 85,83 88,73 85,30
Fórmula estrutural com base em 22,5 átomos de
oxigênio
Si 5,52 5,39 5,56
Al
5,35 5,74 5,14
Ti
0,04 0,03 0,10
Fe 0,81 0,81 1,31
Mn 0,00 0,00 0,00
Mg 1,99 1,76 1,66
Ca 0,31 0,19 0,10
Ba 0,04 0,00 0,00
Na 0,33 0,52 0,72
K 0,01 0,01 0,01
F 0,05 0,04 0,04
Cl 0,01 0,00 0,00
OH 3,94 3,95 3,96
B
2
3,00 3,00 3,00
Mg/(Mg+Fe)
0,71 0,69 0,56
Mg/Fe
2,44 2,18 1,26
ANEXO 7: COMPOSIÇÕES QUÍMICAS DAS ROCHAS GRANITÓIDES DO DEPÓSITO
SOSSEGO.
Amostra
F314/293 F126 F314/118 F51 F183 F281
Elementos maiores (% em peso)
SiO
2
44,20 67,50 69,20 70,30 73,30 74,50
TiO
2
0,28 0,59 0,62 0,29 0,28 0,49
Al
2
O
3
7,20 15,40 11,40 14,20 15,00 11,70
Fe
2
O
3
11,10 1,50 3,40 0,16 0,01 1,70
FeO 3,00 3,40 5,00 5,00 3,10 3,60
MnO 0,07 0,06 0,05 0,06 0,04 0,04
MgO 4,60 1,30 2,20 0,72 0,22 0,76
CaO 13,00 4,60 1,80 2,30 1,40 0,35
Na
2
O 0,32 5,50 4,50 6,80 8,20 6,30
K
2
O 2,40 0,37 1,20 0,22 0,10 0,32
P
2
O
5
6,90 0,17 0,01 0,08 0,03 0,04
P.F. 5,75 0,90 2,32 0,19 0,34 0,56
Elementos Traço (ppm)
Rb 124 < 5 46 < 5 < 5 < 5
Sr 109 292 70 218 106 45
Ba 559 117 389 12 55 70
Zr 70 346 214 135 143 275
Nb 7 50 11 < 5 < 5 13
Y 147 29 12 12 10 14
Th < 5 < 5 < 5 < 5 < 5 < 5
U 15 < 10 < 10 < 10 < 10 < 10
Cu nd 232 59 56 632 10
Terras raras (ppm)
La 175,05 37,24 14,97 15,79 8,86 6,13
Ce 356,57 77,34 21,96 28,02 12,69 10,07
Nd 137,57 22,61 5,76 8,11 2,98 2,33
Sm 24,62 3,50 1,03 0,95 0,39 0,33
Eu 2,80 0,58 0,16 0,23 0,13 0,15
Gd 21,89 2,91 1,16 0,58 0,47 0,32
Dy 9,96 1,47 0,62 0,28 0,80 0,38
Ho 1,91 0,31 0,15 0,05 0,16 0,07
Er 4,68 0,88 0,47 0,14 0,38 0,21
Yb 3,20 0,84 0,59 0,29 0,30 0,19
Lu 0,20 0,12 0,09 0,10 0,10 0,02
Total 738,45 147,8 46,96 54,54 27,26 20,20
(La/Yb)
N
36,97 29,96 17,15 36,80 19,96 21,80
(La/Sm)
N
4,48 6,71 9,16 10,48 14,32 11,71
(Gd/Yb)
N
5,53 2,80 1,59 1,62 1,27 1,36
Eu/Eu* 0,36 0,54 0,45 0,88 0,93 1,40
ANEXO 8: COMPOSIÇÕES QUÍMICAS DAS ROCHAS METAVULCÂNICAS ÁCIDAS DO
DEPÓSITO SOSSEGO.
Amostra
F352/63 F37/391 F266/371 F37/424
Elementos maiores (% em peso)
SiO
2
55,70 56,36 63,00 65,70
TiO
2
0,44 0,63 0,47 0,48
Al
2
O
3
13,08 15,10 15,10 14,90
Fe
2
O
3
9,86 10,20 5,30 2,10
FeO nd nd 0,57 1,60
MnO 0,04 0,08 0,02 0,02
MgO 7,33 5,89 2,70 2,60
CaO 4,54 3,54 3,20 2,50
Na
2
O 1,20 2,57 8,70 9,00
K
2
O 4,25 1,94 0,11 0,07
P
2
O
5
0,14 0,26 0,55 0,12
P.F. 2,90 3,30 0,43 1,35
Elementos traço (ppm)
Rb 140,8 132,8 < 5 < 5
Sr 186,8 251,0 55 50
Ba 1116,6 691,4 22 32
Zr 87,2 131,1 142 232
Nb 6,0 8,6 11 18
Y 20,6 11,8 14 17
Ta 2,4 1,4 Nd nd
Ga 20,1 29,5 Nd nd
Th 9,3 7,5 < 5 < 5
U 2,3 2,6 < 10 < 10
W 165,5 100,7 Nd nd
Ni 66,9 123,0 Nd nd
Co 83,4 52,7 Nd nd
Terras raras (ppm)
La 75,50 53,60 2,47 34,01
Ce 132,80 97,90 4,56 65,18
Nd 40,20 29,80 1,55 12,73
Sm 6,40 4,20 0,27 1,87
Eu 1,31 0,76 0,08 0,34
Gd 3,90 2,63 0,28 1,55
Dy 3,39 1,92 0,14 0,69
Ho 0,60 0,41 0,03 0,13
Er 1,91 1,20 0,10 0,34
Yb 1,74 1,18 0,14 0,24
Lu 0,23 0,20 0,02 0,05
Total 267,98 193,80 9,64 117,13
Na/Ca 0,27 0,75 2,82 3,73
Na/K 0,25 1,19 71,67 111,33
(La/Yb)
N
29,32 30,70 11,92 95,77
(La/Sm)
N
7,44 8,05 5,77 11,47
(Gd/Yb)
N
1,81 1,80 1,62 5,22
Eu/Eu* 0,75 0,65 0,88 0,60
ANEXO 9: COMPOSIÇÕES QUÍMICAS DAS ROCHAS RICAS EM BIOTITA DO DEPÓSITO
SOSSEGO.
Amostra
F211/82 F352/226 F425/108,1 F425/150,6 F352/154 F425/140,7 F425/52,4 F425/79,5
Elementos maiores (% em
p
eso)
SiO
2
44,60 53,20 58,47 61,52 63,78 64,33 67,21 71,29
TiO
2
0,73 1,20 0,60 1,03 0,27 0,56 0,73 0,29
Al
2
O
3
19,60 13,80 14,77 17,33 14,72 15,42 16,52 14,63
Fe
2
O
3
5,30 6,70 4,05 3,61 5,32 3,92 2,48 1,70
FeO 6,40 8,90 nd nd nd nd nd nd
MnO 0,01 0,03 0,01 0,01 0,02 0,01 0,01 0,01
MgO 8,30 3,30 8,62 4,19 3,34 2,69 1,69 1,56
Cão 3,50 2,60 3,63 3,16 3,31 2,76 2,90 3,12
Na
2
O 3,50 3,10 3,18 4,43 4,86 3,13 5,39 5,52
K
2
O 4,10 4,20 2,59 2,49 1,73 4,48 1,75 0,90
P
2
O
5
0,16 0,06 0,29 0,13 0,24 0,11 0,17 0,08
P.F. 2,30 1,91 3,60 1,70 3,92 2,50 0,95 0,70
Elementos traço (ppm)
Rb 178 147 146,1 112,5 74,1 183,1 76,8 37,0
Sr 145 115 124,2 196,8 180,7 209,8 200,8 230,0
Ba 572 1275 87,0 234,6 175 413,8 468,0 169,2
Zr 139 54 180,4 197,2 88,4 135,4 153,6 131,3
Nb 8 5 10,0 11,6 6,8 10,9 8,6 4,5
Y 20 28 7,1 9,9 7 5,8 12,6 4,4
Ta nd nd 0,5 0,7 3,1 0,9 0,6 0,4
Ga nd nd 28,6 24,0 18,5 21,9 20,7 16,2
Th < 5 < 5 4,2 4,0 9,8 3,1 4,93 3,3
U < 10 < 10 1,8 2,6 2,4 4,9 1,75 0,9
W nd nd 106,4 62,3 269,2 162,8 165,6 144,7
Ni 295 17 175,0 149,0 70,8 104,0 37,0 36,0
Cu 3458 4309 30,2 3043,2 98,0 310,0 961,4 496,7
Co 81 55 42,1 35,5 63,3 36,6 38,8 29,5
Terras raras (ppm)
La 142,00 13,12 2,70 4,40 82,20 5,40 22,20 14,20
Ce 144,69 25,95 6,10 8,60 147,70 8,80 47,95 28,90
Nd 16,33 12,12 3,60 3,40 44,40 3,30 19,60 9,70
Sm 1,82 2,32 0,70 0,70 6,50 0,50 3,30 1,40
Eu 0,37 0,54 0,30 0,36 1,43 0,48 0,88 0,45
Gd 1,02 1,96 0,94 0,70 3,13 0,61 2,49 0,94
Dy 0,35 0,94 0,97 1,06 1,55 0,70 2,10 0,68
Ho 0,07 0,18 0,24 0,31 0,18 0,20 0,41 0,15
Er 0,20 0,47 0,64 1,16 0,50 0,56 1,23 0,41
Yb 0,17 0,33 0,62 1,55 0,43 0,62 1,21 0,43
Lu 0,03 0,07 0,11 0,29 0,07 0,16 0,19 0,07
Total 307,05 58,00 16,92 22,53 288,09 21,33 101,56 57,33
Na/Ca 1,04 1,24 0,91 1,46 1,52 1,18 1,93 1,84
Na/K 0,76 0,66 1,10 1,59 2,51 0,62 2,75 5,48
(La/Yb)
N
564,49 26,87 2,94 1,92 129,19 5,89 12,40 22,32
(La/Sm)
N
49,19 3,57 2,43 3,96 7,97 6,81 4,24 6,39
(Gd/Yb)
N
4,85 4,80 1,22 0,36 5,88 0,79 1,66 1,77
Eu/Eu* 0,76 0,76 1,13 1,56 0,86 2,66 0,90 1,13
nd = Não determinado
ANEXO 10: COMPOSIÇÕES QUÍMICAS DO GABRO DO DEPÓSITO SOSSEGO.
Amostra
F422/194,6 F422/200 F422/184,3 F422/184,7 F422/198,1 F352/67 F422/203,85
Elementos maiores (% em peso)
SiO
2
47,02 49,11 49,74 52,50 52,94 54,29 57,96
TiO
2
0,83 0,80 0,82 0,54 0,41 0,46 0,21
Al
2
O
3
13,84 13,63 13,99 10,72 19,68 16,52 20,32
Fe
2
O
3
15,10 13,80 11,33 11,52 5,13 9,31 1,67
FeO nd nd nd nd nd nd nd
MnO 0,05 0,05 0,04 0,04 0,02 0,03 0,01
MgO 7,11 7,62 7,99 10,19 3,24 3,46 1,64
Cão 10,13 9,91 9,36 8,93 7,68 4,89 7,24
Na
2
O 3,55 3,35 4,19 2,60 7,33 1,15 8,42
K
2
O 1,20 0,95 1,19 1,34 0,69 6,47 0,64
P
2
O
5
0,03 0,05 0,05 0,03 < 0,01 0,20 0,54
P.F. 0,90 0,60 1,00 1,30 2,10 3,00 1,10
Elementos traço (ppm)
Rb 13,8 13,6 32,1 54,3 10,4 116,0 10,2
Sr 127,2 116,4 148,4 83,4 274,7 396,6 307,2
Ba 144,9 120,9 136,4 137,8 91,7 1394,5 70,1
Zr 48,5 41,6 47,9 31,2 24,3 99,3 168,9
Nb 2,7 3,5 4,1 2,3 3,3 6,4 3,7
Y 37,6 38,3 26,2 27,7 14,9 7,8 8,3
Ta 0,1 0,1 0,1 0,1 0,1 3,5 0,4
Ga 19,2 18,2 18,6 14,5 12,4 17,9 15,8
Th 0,3 0,1 0,3 0,1 0,6 6,8 0,4
U 0,4 0,4 0,5 0,2 0,3 3,1 0,9
W 91,1 48,6 84,6 81,7 167,6 182,5 221,0
Ni 201,0 207,0 303,0 318,0 190,0 70,7 72,0
Cu 312,3 509,8 1800,1 636,1 5867,1 9,6 828,7
Co 80,7 65,4 71,0 68,2 58,8 111,9 46,8
Terras raras (ppm)
La 5,20 7,80 9,20 5,50 23,80 17,10 4,50
Ce 17,60 23,90 26,30 17,10 52,10 31,10 8,40
Nd 12,60 18,3 18,80 14,30 19,20 10,60 3,60
Sm 3,40 5,10 4,70 4,00 3,50 1,90 1,00
Eu 1,96 1,73 1,84 1,40 0,99 0,81 0,42
Gd 4,34 5,78 4,40 4,41 2,58 1,43 1,12
Dy 5,56 6,24 4,62 4,58 2,70 1,31 1,22
Ho 1,32 1,26 0,98 1,05 0,53 0,25 0,29
Er 3,84 4,04 2,95 2,96 1,39 0,74 0,82
Yb 3,45 3,42 2,56 2,69 1,23 0,81 0,73
Lu 0,54 0,53 0,41 0,39 0,18 0,11 0,12
Total 59,81 78,10 76,76 58,38 108,20 66,16 22,22
(La/Yb)
N
1,02 1,54 2,43 1,38 13,08 14,27 4,17
(La/Sm)
N
0,96 0,96 1,23 0,87 4,29 5,67 2,84
(Gd/Yb)
N
1,02 1,37 1,39 1,32 1,69 1,43 1,24
Eu/Eu* 1,56 0,97 1,22 1,02 0,97 1,45 1,21
ANEXO 11: COMPOSIÇÃO MODAL (% VOL.) DAS ROCHAS GRANITÓIDES DE SERRA DOURADA.
Amostra
Sienogranito Granodiorito Tonalito
FD-30 FD-28 FD-10 FD-32 FD-11 FD-21AB FD-09 FD-22 FD-21A FD-01E
Quartzo
50,4 49 37,2 52,8 35,7 26,2 37,3 18,9 22,9 30,3
Feldspato potássico
31,1 43,1 44,6 33,5 18,2 13,8 19,2 - - -
Plagioclásio
17,1 7,5 18,2 13,7 33,1 41,1 43,5 33,5 26,2 35
Anfibólio
- - - - - 12,3 - 36,8 27,8 26,7
Biotita
1,4 0,4 - - 10 5,7 - 9,4 21,5 8
Titanita
- - - - 3 0,9 - 1,4 1,6 -
ANEXO 12: COMPOSIÇÃO MODAL (% VOL.) DOS GRANITÓIDES ESCAPOLITIZADOS DE SERRA DOURADA.
Amostra
Rochas escapolitizadas Amostra do veio
FD-06 FD-14 FD-18 FD-19
Quartzo
28,1 26,5 14,8 31,1
Plagioclásio
13,1 11,9 30 -
Escapolita
13,2 6,6 37,1 68,4
Biotita
45,6 54,9 17,9 -
Muscovita
- - - 0,5
ANEXO 13: COMPOSIÇÃO MODAL (% VOL.) DOS GRANITÓIDES ALBITIZADOS DE SERRA DOURADA.
Amostra
Rochas albitizadas Albititos
FD-01D FD-26 FD-40C FD-40D FD-40B FD-36
Quartzo
39,4 20,9 44,5 36,4 38,3 22,6
Plagioclásio
16,4 13,3 - - - -
Microclina/ortoclásio
6,2 - - - - -
Albita
37,6 58,5 51,5 61,5 60,7 72,3
Biotita
0,4 1,5 - 2 - 1,5
Clorita
- 5,5 - - - 3,5
Epidoto
- - 1,5 1 1 -
Mica branca
- - 2,5 - - -
ANEXO 14: ANÁLISES DOS FELDSPATOS DOS GRANITÓIDES INALTERADOS, ALBITIZADO E ESCAPOLITIZADO DE
SERRA DOURADA.
Amostra
Sienogranito GRA albitizado
GRA escap.
7
Tonalito
FD-10 FD-10 FD-10 FD-10 FD-01D FD-01D FD-36 FD-36 FD-18A FD-01E FD-22
9
Albita
1
Albita
2
Mc/Or
3
Mc/Or
4
Albita
1
Albita
2
Albita
5
Albita
6
Oligoc.
8
Oligoc.
8
Oligoc.
8
SiO
2
66,84 68,55 64,73 64,36 67,49 67,33 67,85 67,60 65,53 60,67 61,32
TiO
2
0,00 0,00 0,03 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,01
Al
2
O
3
20,16 20,00 18,27 18,17 19,37 19,37 19,85 19,80 21,97 25,09 24,17
Fe
2
O
3
10
0,08 0,00 0,03 0,18 0,02 0,00 0,16 0,00 0,00 0,01 0,02
MnO 0,00 0,01 0,00 0,00 0,01 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
MgO 0,01 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00
Cão 0,89 0,60 0,00 0,04 0,19 0,22 0,46 0,47 2,75 6,48 5,58
BaO 0,00 0,00 0,02 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,02 0,02
Na
2
O 10,86 11,22 0,82 1,72 11,28 11,21 11,15 11,34 10,00 7,91 8,25
K
2
O 0,55 0,16 15,86 14,51 0,04 0,05 0,07 0,05 0,13 0,09 0,29
SrO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,03 0,13 0,08
P
2
O
5
0,03 0,00 0,02 0,00 0,01 0,01 0,00 0,00 0,01 0,01 0,02
Total 99,42 100,55 99,78 98,98 98,41 98,19 99,54 99,27 100,43 100,39 99,76
Ab
92,77 96,18 7,18 15,23 98,73 98,72 97,93 98,22 86,08 71,61 71,61
Na
4,24 2,80 0,00 0,25 1,02 1,02 1,55 1,52 13,16 26,60 26,63
Or
2,99 1,02 92,82 84,52 0,25 0,26 0,52 0,25 0,76 1,70 1,76
Fórmula estrutural com base em 32 átomos de oxigênio
Si 11,79 11,92 11,99 11,97 11,97 11,96 11,91 11,90 11,48 10,76 10,92
Ti 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Al 4,19 4,10 3,99 3,98 4,05 4,06 4,11 4,11 4,54 5,24 5,07
Fe
3+
0,01 0,00 0,00 0,02 0,00 0,00 0,02 0,00 0,00 0,00 0,00
Mn 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Mg 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Ca 0,17 0,11 0,00 0,01 0,04 0,04 0,06 0,06 0,52 1,23 1,06
Ba 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Na 3,72 3,78 0,29 0,62 3,88 3,86 3,79 3,87 3,40 2,72 2,85
K 0,12 0,04 3,75 3,44 0,01 0,01 0,02 0,01 0,03 0,02 0,07
Sr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,01
P 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
1
Albita magmática (núcleo)
5
Albita tabuleiro de xadrez (nucleo)
9
Enclave
2
Albita magmática (borda)
6
Albita tabuleiro de xadrez (borda)
10
Todo ferro como Fe
2+
3
Microclina/Ortoclásio (núcleo)
7
Granitóide escapolitizado
4
Microclina/Ortoclásio (borda)
8
Plagioclásio primário
ANEXO 15: ANÁLISES DOS FELDSPATOS DO METADIABÁSIO E GRANITO
MILONITIZADO DE SERRA DOURADA.
Amostra
Metadiabásio Gra milonitizado
FD-16 FD-25
Andesina Oligoclásio
2
SiO
2
59,41 63,11
TiO
2
0,00 0,02
Al
2
O
3
25,90 22,95
Fe
2
O
3
1
0,02 0,06
MnO
0,00 0,00
MgO 0,00 0,00
CaO 7,52 4,25
BaO 0,03 0,00
Na
2
O 7,42 9,12
K
2
O 0,03 0,08
SrO 0,10 0,00
P
2
O
5
0,01 0,01
Total 100,45 99,60
Ab
64,00 79,09
An
35,75 20,40
Or
0,25 0,50
Fórmula estrutural com base em 32 átomos de
oxigênio
Si 10,56 11,20
Ti
0,00 0,00
Al
5,43 4,80
Fe
3+
0,00 0,01
Mn 0,00 0,00
Mg 0,00 0,00
Ca 1,43 0,81
Ba 0,00 0,00
Na 2,56 3,14
K 0,01 0,02
Sr 0,01 0,00
P 0,00 0,00
1
Todo ferro como Fe
3+
2
Plagiclásio em vênula
ANEXO 16: ANÁLISES DA ESCAPOLITA DOS GRANITÓIDES ESCAPOLITIZADOS,
METADIABÁSIO E GRANITO MILONITIZADO DE SERRA DOURADA.
Amostra
GRA escapolitizado Metadiabásio Gra mil.
7
FD-18A
2
FD-18A
3
FD-19
1,4
FD-19
1,5
FD-19
1,6
FD-16 FD-25
SiO
2
56,56 57,57 55,79 55,29 55,24 53,05 54,91
TiO
2
0,00 0,02 0,02 0,01 0,01 0,00 0,02
Al
2
O
3
22,75 22,04 23,20 23,29 23,38 23,79 22,84
Fe
2
O
3
8
0,00 0,02 0,01 0,00 0,00 0,03 0,03
MnO
0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,01 0,00
MgO
0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Cão
6,60 5,47 7,21 7,66 7,77 9,65 7,20
Na
2
O
9,76 10,34 9,43 9,17 9,05 8,26 9,47
K2O
0,87 0,97 0,86 0,84 0,80 0,23 0,55
F
0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 nd 0,00
Cl
3,55 3,91 3,43 3,22 3,21 2,50 3,49
SO
3
0,01 0,02 0,01 0,00 0,01 0,02 0,00
Total
100,10 100,36 99,97 99,48 99,46 97,54 98,51
O=F
0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
O=Cl
0,80 0,88 0,77 0,73 0,72 0,56 0,79
Total
99,30 99,48 99,20 98,75 98,74 96,98 97,72
Fórmula estrutural com base em 12 átomos de oxigênio
Si
3,98 4,05 3,93 3,89 3,89 3,74 3,87
Ti
0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Al
1,89 1,83 1,93 1,93 1,94 1,97 1,90
Fe
+3
0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Mn
0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Mg
0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Ca
0,50 0,41 0,54 0,58 0,59 0,73 0,54
Na
1,33 1,41 1,29 1,25 1,24 1,13 1,29
K
0,08 0,09 0,08 0,08 0,07 0,02 0,05
F
0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 nd 0,00
Cl
0,42 0,47 0,41 0,38 0,38 0,30 0,42
9
CO
3
0,08 0,03 0,09 0,12 0,12 0,20 0,08
Me
26,18 21,47 28,27 30,37 31,05 38,83 28,72
Na/Ca
2,66 3,44 2,39 2,16 2,10 1,55 2,39
1
Veio
6
Agregado de cristais similar a “bolsão”
2
Escapolita fibrosa em vênula
7
Granito milonitizado
3
Cristais na massa da rocha
8
Todo ferro como Fe
3+
4
Finos cristais
9
CO
3
=0,5-Cl
5
Cristais médios
ANEXO 17: ANÁLISES DAS MICAS DO TONALITO (ENCLAVE), GRANITÓIDE
ESCAPOLITIZADO E GRANITO MILONITIZADO DE SERRA DOURADA.
Amostra
Tonalito GRA escapolitizado Granito milonitizado
FD-22 FD-18A FD-25 FD-25
Biotita Biotita Biotita Muscovita
SiO
2
36,87 35,27 34,46 44,93
TiO
2
3,30 2,07 2,17 0,74
Al
2
O
3
13,98 14,79 17,91 33,37
FeO
1
16,27 22,24 17,85 1,96
MnO 0,16 0,01 0,01 0,01
MgO 13,92 10,39 10,53 0,85
CaO 0,03 0,02 0,01 0,02
BaO 0,11 0,20 0,58 0,48
Na
2
O 0,09 0,05 0,10 0,43
K
2
O 9,81 9,49 9,69 10,23
F 0,39 0,11 0,06 0,00
Cl 1,10 1,76 0,79 0,01
Total 96,03 96,41 94,15 93,03
O=F 0,18 0,05 0,03 0,00
O=Cl 0,25 0,40 0,18 0,00
Total 95,60 95,96 93,94 93,03
Fórmula estrutural com base em 24 átomos de oxigênio
Si 6,07 5,97 5,84 6,74
Al
IV
1,93 2,03 2,16 1,26
Al
VI
0,78 0,92 1,42 4,64
Ti 0,40 0,26 0,27 0,09
Fe
2+
2,24 3,15 2,53 0,25
Mn 0,02 0,00 0,00 0,00
Mg 3,41 2,62 2,66 0,19
Ca 0,00 0,00 0,00 0,00
Ba 0,01 0,01 0,04 0,03
Na 0,03 0,02 0,03 0,12
K 2,06 2,05 2,09 1,95
F 0,21 0,05 0,03 0,00
Cl 0,31 0,50 0,23 0,00
OH
2
3,54 3,49 3,76 4,00
Al
total
2,71 2,95 3,58 5,90
Fe/(Fe+Mg)
0,40 0,55 0,49 0,58
1
Todo ferro como Fe
2+
2
OH = 4-F-Cl
ANEXO 18: ANÁLISE E CÁLCULO DO GEOTERMÔMETRO (CATHELINEAU 1988) DA
CLORITA DO GRANITÓIDE ESCAPOLITIZADO DE SERRA DOURADA.
Amostra
GRA escapolitizado
FD-18A
Clinocloro
SiO
2
27,57
TiO
2
0,04
Al
2
O
3
17,81
FeO
1
24,02
MnO 0,03
MgO 17,66
CaO 0,07
BaO 0,00
Na
2
O 0,01
K
2
O 0,06
F 0,00
Cl 0,00
Total 87,27
O=F 0,00
O=Cl 0,00
Total 87,27
Fórmula estrutural com base em 28
átomos de oxigênio
Si
5,79
Al
IV
2,21
Al
VI
2,20
Ti
0,01
Fe
2+
4,22
Mn
0,01
Mg
5,53
Ca
0,02
Ba
0,00
Na
0,00
K
0,02
F
0,00
Cl
0,00
OH
4,00
Al
total
4,41
Fe/(Fe+Mg)
0,43
GEOTERMÔMETRO
Al
IV, 2
1,11
T (°C)
3
295
1
Todo ferro como Fe
2+
2
Al
IV
recalculado para 14 átomos de oxigênio
3
T (°C) = 321,98 * Al
IV
– 61,92
ANEXO 19: ANÁLISES DOS ANFIBÓLIOS DOS TONALITOS E METADIABÁSIO DE SERRA DOURADA.
1
Enclave;
2
Núcleo;
3
Borda;
4
Hastingsita/Fe-pargasita
Amostra
Tonalito Metadiabásio
FD-01E FD-22
1
FD-16
Actinolita Mg-hornblenda
2
Hast./Fe-Parg.
3,4
Actinolita Mg-hornblenda
2
Hast./Fe-Parg.
3,4
Actinolita Mg-hornblenda Fe-tschermakita
SiO
2
52,02 46,69 38,08 49,97 48,44 38,93 50,04 46,33 42,08
TiO
2
0,33 0,75 0,41 0,34 0,61 0,55 0,33 0,31 0,27
Al
2
O
3
4,45 8,27 12,68 5,76 7,23 13,54 7,18 10,49 15,17
FeO
1
11,56 14,79 22,16 11,28 12,75 20,03 13,18 14,82 17,14
MnO
0,13 0,15 0,14 0,22 0,25 0,27 0,20 0,20 0,22
MgO
15,99 13,45 6,96 15,53 14,65 7,44 14,04 11,83 8,55
CaO
12,03 11,43 10,90 11,88 11,71 11,17 11,48 11,24 10,97
Na
2
O
0,58 1,14 1,42 0,75 0,84 1,24 0,72 1,07 1,48
K
2
O
0,44 0,85 2,43 0,46 0,67 2,43 0,14 0,24 0,43
F
0,09 0,16 0,06 0,09 0,06 0,05 0,00 0,00 0,00
Cl
0,37 0,53 3,84 0,24 0,36 2,78 0,06 0,19 0,46
Total
97,98 98,20 99,08 96,51 97,58 98,43 97,38 96,71 96,77
O=F
0,04 0,07 0,03 0,04 0,03 0,02 0,00 0,00 0,00
O=Cl
0,08 0,12 0,87 0,05 0,08 0,63 0,01 0,04 0,10
Total
97,86 98,01 98,19 96,42 97,47 97,78 97,37 96,67 96,67
Fórmula estrutural com base em 24 átomos de oxigênio
Si
7,79 7,17 6,25 7,61 7,38 6,32 7,58 7,16 6,62
Ti
0,04 0,09 0,05 0,04 0,07 0,07 0,04 0,04 0,03
Al
0,79 1,50 2,45 1,03 1,30 2,59 1,28 1,91 2,81
Fe
2+
1,45 1,90 3,04 1,44 1,62 2,72 1,67 1,92 2,26
Mn
0,02 0,02 0,02 0,03 0,03 0,04 0,03 0,03 0,03
Mg
3,57 3,08 1,70 3,53 3,33 1,80 3,17 2,73 2,01
Ca
1,93 1,88 1,92 1,94 1,91 1,94 1,86 1,86 1,85
Na
0,17 0,34 0,45 0,22 0,25 0,39 0,21 0,32 0,45
K
0,08 0,17 0,51 0,09 0,13 0,50 0,03 0,05 0,09
F
0,04 0,08 0,03 0,04 0,03 0,03 0,00 0,00 0,00
Cl
0,09 0,14 1,07 0,06 0,09 0,76 0,02 0,05 0,12
Mg/(Mg+Fe)
0,71 0,62 0,36 0,71 0,67 0,40 0,65 0,59 0,47
Fe/(Fe+Mg)
0,29 0,38 0,64 0,29 0,33 0,60 0,35 0,41 0,53
(Ca + Na)
B
2,00 2,00 2,00 2,00 2,00 2,00 2,00 2,00 2,00
(Na + K)
A
0,18 0,39 0,88 0,25 0,29 0,83 0,10 0,23 0,39
ANEXO 20: COMPOSIÇÕES QUÍMICAS DOS GRANITÓIDES INALTERADOS DE SERRA
DOURADA.
1
Enclave
Amostra
Sienogranito Granodiorito Tonalito
FD-30 FD-28 FD-10 FD-32 FD-21AB FD-11 FD-09 FD-22
1
FD-21A
1
FD-01E
Elementos maiores (% em peso)
SiO
2
74,04 74,50 74,64 75,07 64,27 70,74 73,38 52,70 58,25 62,86
TiO
2
0,19 0,11 0,02 0,22 0,52 0,28 0,19 0,92 1,09 0,56
Al
2
O
3
13,98 13,54 14,11 13,29 15,84 14,82 13,76 14,51 15,35 15,92
Fe
2
O
3
(
t
)
1,42 1,24 0,74 1,12 4,47 3,01 2,32 10,34 9,03 5,25
MnO 0,04 0,02 0,02 0,02 0,05 0,01 0,02 0,08 0,05 0,01
MgO 0,28 0,25 0,05 0,19 2,54 0,92 0,37 7,39 4,25 2,84
CaO 0,95 0,96 0,31 1,02 4,36 2,59 1,18 7,24 4,83 5,12
Na
2
O 3,82 3,31 3,97 3,44 4,38 4,05 3,93 3,44 4,10 4,73
K
2
O 4,96 5,46 5,93 5,00 2,63 2,75 3,58 1,09 2,11 0,97
P
2
O
5
0,06 0,04 0,03 0,03 0,20 0,08 0,04 0,28 0,18 0,22
P.F. 0,20 0,50 0,40 0,50 0,60 0,60 1,00 1,90 0,70 1,40
Elementos traço (ppm)
Rb 251,5 184,4 481,5 165,3 96,8 88,2 117,7 37,3 142,1 32,6
Sr 123,1 210,3 35 133,1 751,0 381,7 230,4 348,5 601,9 607,2
Ba 678,1 660,1 261,2 924,2 1549,8 1189,2 1583,5 213,2 424,4 223,3
Zr 180,6 163,8 28,5 160,7 143,1 110,7 110,9 170,1 128,6 152,2
Nb 7,7 3,8 34,8 17,7 5,3 6,2 8,3 20,6 6,3 4,4
Y 8,2 8,2 48,4 41,7 10,1 8,7 5,0 33,9 10,2 10,7
Ta 0,7 0,4 13 2,1 0,5 0,7 0,4 1,7 0,3 0,2
Ga 21,5 16,1 36,3 17,9 20,2 16,8 15,8 23,3 22,6 20,3
Th 31,2 57,8 8,5 88,5 8,6 6,3 5,3 2 3,6 9,3
U 4,5 14,8 5,5 6,5 2,0 2,0 1,7 1,8 1,0 2,9
W 238,8 190,9 108,2 218 88,0 306,5 77,5 77,1 52,3 80,8
Ni 3,3 3,3 1,9 3,1 28,0 45,2 5,5 89,1 64,3 23,5
Co 36,3 27,4 15,4 34,6 23,2 52,6 15,3 56,9 34,0 29,2
Cu 10 7,6 46,5 7,8 11,9 53,1 79,4 23,6 223,6 16,6
Terras raras (ppm)
La 61,80 107,90 8,60 83,40 39,80 32,30 25,70 23,80 26,80 57,50
Ce 134,50 129,30 21,60 231,3 81,90 67,50 49,60 64,00 57,90 106,90
Nd 35,90 52,60 10,00 85,30 32,80 22,90 15,60 37,60 24,90 36,20
Sm 4,60 4,80 3,70 15,30 5,00 3,60 1,90 8,60 4,30 4,90
Eu 0,48 0,61 0,43 1,04 1,16 0,62 0,71 1,84 1,08 1,41
Gd 2,32 2,30 3,98 10,10 3,17 2,35 1,37 6,96 3,05 3,21
Dy 1,53 1,33 5,52 7,74 1,92 1,48 0,97 5,54 2,12 2,06
Ho 0,23 0,24 1,08 1,38 0,32 0,27 0,16 1,06 0,38 0,40
Er 0,75 0,67 3,21 3,64 0,90 0,70 0,43 3,10 0,91 0,97
Yb 0,75 0,65 4,34 2,71 0,72 0,62 0,42 2,87 0,84 0,79
Lu 0,11 0,09 0,67 0,31 0,11 0,08 0,07 0,40 0,11 0,11
Total 242,97 300,49 63,13 442,22 167,80 132,42 96,93 155,77 122,39 214,45
K
2
O/Na
2
O 1,30 1,65 1,49 1,45 0,60 0,68 0,91 0,32 0,51 0,21
FeO
t
1,28 1,12 0,67 1,01 4,02 2,71 2,09 9,30 8,13 4,72
FeO
t
/(MgO+FeO
t
) 0,82 0,82 0,93 0,84 0,61 0,75 0,85 0,56 0,66 0,62
A/CNK 1,05 1,03 1,04 1,03 0,88 1,03 1,10 0,73 0,86 0,88
Na/Ca 4,17 3,58 13,29 3,5 1,04 1,62 3,46 0,49 0,88 0,96
Na/K 0,69 0,54 0,6 0,61 1,49 1,32 0,98 2,82 1,74 4,36
(La/Yb)
N
55,62 112,05 1,34 20,77 37,31 35,16 41,30 5,60 21,54 49,13
(La/Sm)
N
8,46 14,15 1,46 3,43 5,01 5,65 8,52 1,74 3,92 7,39
(Gd/Yb)
N
2,50 2,86 0,74 3,01 3,56 3,06 2,64 1,96 2,93 3,28
Eu/Eu* 0,40 0,50 0,34 0,24 0,83 0,61 1,29 0,71 0,87 1,02
Q 30,64 32,22 28,27 33,75 17,27 30,19 34,29 5,67 11,41 18,32
Or 29,41 32,48 35,14 29,75 15,67 16,39 21,44 6,58 12,58 5,82
Ab 32,37 28,14 33,61 29,25 37,29 34,49 33,63 29,67 34,92 40,58
An 4,38 4,56 1,37 4,92 15,87 12,48 5,69 21,33 17,34 19,60
C 0,71 0,51 0,65 0,41 0,00 0,63 1,36 0,00 0,00 0,00
Di wo 0,00 0,00 0,00 0,00 1,71 0,00 0,00 4,92 2,07 1,76
Hy 0,70 0,63 0,13 0,48 4,69 2,32 0,94 13,94 8,64 5,45
Mt 0,13 0,07 0,01 0,07 0,16 0,03 0,07 0,27 0,16 0,13
He 1,33 1,20 0,74 1,08 4,39 3,01 2,30 10,37 8,99 5,24
Ap 0,13 0,09 0,07 0,07 0,44 0,18 0,09 0,62 0,40 0,49
ANEXO 21: COMPOSIÇÕES QUÍMICAS DOS GRANITÓIDES ESCAPOLITIZADOS E
AMOSTRA DO VEIO DE SERRA DOURADA.
Amostra
FD-14 FD-18C FD-18A FD-06 FD-19
1
Elementos maiores (% em peso)
SiO
2
61,41 62,49 64,11 66,23 69,08
TiO
2
0,53 0,58 0,47 0,33 0,48
Al
2
O
3
14,08 13,62 15,33 14,49 15,26
Fe
2
O
3
(
t
)
8,91 9,54 5,85 6,66 2,55
MnO 0,02 0,01 0,01 0,01 0,01
MgO 3,52 2,71 2,36 2,31 0,08
CaO 1,37 3,24 2,51 1,15 4,86
Na
2
O 4,00 3,46 5,25 4,97 5,94
K
2
O 3,27 2,33 2,21 2,46 0,76
P
2
O
5
0,09 0,02 0,23 0,07 0,10
P.F. 2,10 2,00 1,70 1,20 1,00
Elementos traço (ppm)
Rb 148,0 88,7 104,1 102,4 13,1
Sr 142,7 245,6 244,8 117,8 233,1
Ba 644,7 230,0 364,6 602,2 78,8
Zr 82,4 145,2 126,4 107,3 145,3
Nb 6,1 5,7 5,1 4,5 4,8
Y 9,1 4,1 10,3 3,7 1,5
Ta 0,7 1,1 0,5 0,4 1,8
Ga 19,1 18,1 17,9 17,3 6,7
Th 6,9 14,9 13,5 3,3 12,2
U 2,3 3,6 2,6 0,7 2,4
W 113,8 59,4 87,1 94,0 101,7
Ni 60,1 46,8 31,5 46,9 3,6
Co 44,6 31,2 34,0 36,7 13,9
Cu 1,9 33,9 63,2 28 13,2
Terras raras (ppm)
La 11,80 17,55 52,10 20,50 1,00
Ce 23,60 35,65 104,60 36,20 1,90
Nd 10,10 14,05 39,70 12,60 1,00
Sm 1,60 2,30 6,10 1,90 0,20
Eu 0,68 1,27 2,27 0,79 0,46
Gd 1,44 1,61 4,13 1,24 0,22
Dy 1,73 0,88 2,51 0,71 0,20
Ho 0,34 0,14 0,34 0,15 0,06
Er 0,81 0,30 0,74 0,33 0,11
Yb 0,77 0,46 0,62 0,36 0,21
Lu 0,14 0,07 0,09 0,06 0,03
Total 53,01 74,28 213,2 74,84 5,39
(La/Yb)
N
10,34 25,75 56,72 38,44 3,21
(La/Sm)
N
4,64 4,80 5,38 6,79 3,15
(Gd/Yb)
N
1,51 2,83 5,38 2,78 0,85
Eu/Eu* 1,34 1,92 1,31 1,48 6,67
1
Veio
ANEXO 22: COMPOSIÇÕES QUÍMICAS DA MÉDIA DOS SIENOGRANITOS (FD-10, FD-28,
FD-30 E FD-32) E DOS GRANITÓIDES ALBITIZADOS DE SERRA DOURADA.
Amostra
Média dos
sienogranitos
FD-26 FD-40C FD-01D FD-36 FD-40D FD-40B
Elementos maiores (% em peso)
SiO
2
74,56 73,15 77,23 78,79 72,49 75,96 76,10
TiO
2
0,14 0,34 0,01 0,06 0,07 0,19 0,15
Al
2
O
3
13,73 12,78 13,29 12,63 15,69 14,26 14,42
Fe
2
O
3
(
t
)
1,13 4,71 0,86 0,85 1,32 0,63 0,73
MnO 0,03 0,02 0,01 0,01 0,02 0,01 0,01
MgO 0,19 0,63 0,03 0,10 0,12 0,02 0,03
CaO 0,81 0,64 1,03 0,49 0,53 0,27 0,43
Na
2
O 3,64 5,70 5,37 6,91 8,56 8,07 7,62
K
2
O 5,34 0,71 1,45 0,04 0,08 0,04 0,18
P
2
O
5
0,04 0,04 0,01 0,02 0,04 0,01 0,01
P.F. 0,40 1,00 0,60 0,10 1,10 0,50 0,20
Elementos traços (ppm)
Rb 270,68 24,3 33,7 1,7 6,6 0,8 6,8
Sr 125,38 80,9 228,7 74,9 83,0 44,1 83,2
Ba 630,90 633,2 558,2 16,2 37,8 43,5 47,9
Zr 133,40 595 90,3 45,1 114,2 529,2 226,7
Nb 16,00 25 < 0,5 3,5 1,4 4,9 3,5
Y 26,63 25,7 0,6 3,7 1,3 3,1 1,8
Ta 4,05 1,3 < 0,1 0,6 < 0,1 0,3 0,1
Ga 22,95 21 11,2 12,1 14,7 11,8 14,1
Th 46,50 39,4 17,8 19,8 1,4 441,8 38,0
U 7,83 12,5 2,3 7,6 0,6 15,0 5,2
W 188,98 104,3 202,9 79,7 81,7 135,2 109,6
Ni 2,90 31 2,3 4,0 9,8 2,2 1,8
Co 28,43 45,4 26,5 11,0 11,6 18,4 14,7
Cu 17,98 14,7 35,8 12 116,7 81,9 49
Elementos terras raras (ppm)
La 65,43 136,10 7,40 7,60 29,10 16,90 7,20
Ce 129,18 305,30 10,80 11,70 46,70 17,90 11,80
Nd 45,95 96,40 2,80 3,90 12,10 5,30 3,50
Sm 7,10 15,10 0,30 0,70 1,10 0,7 0,5
Eu 0,64 1,68 0,64 0,22 0,32 0,37 0,34
Gd 4,68 9,45 0,18 0,62 0,42 0,57 0,33
Dy 4,03 5,23 0,07 0,67 0,22 0,34 0,29
Ho 0,73 0,83 0,05 0,17 0,05 0,10 0,07
Er 2,07 2,26 0,05 0,38 0,09 0,33 0,19
Yb 2,11 2,43 0,15 0,41 0,11 0,47 0,25
Lu 0,30 0,36 0,03 0,07 0,03 0,12 0,06
Total 262,20 575,14 22,47 26,44 90,24 43,10 24,53
(La/Yb)
N
20,93 37,80 33,30 12,51 178,56 24,27 19,44
(La/Sm)
N
5,80 5,67 15,53 6,84 16,66 15,20 9,07
(Gd/Yb)
N
1,79 3,14 0,97 1,22 3,09 0,98 1,07
Eu/Eu* 0,32 0,40 7,80 1,00 1,20 1,74 2,41
ANEXO 23: COMPOSIÇÕES QUÍMICAS DO METADIABÁSIO E GRANITO MILONITIZADO
DE SERRA DOURADA.
Amostra
Metadiabásio Granito milonitizado
FD-16 FD-25
Elementos maiores (% em peso)
SiO
2
47,48 67,77
TiO
2
0,78 0,74
Al
2
O
3
14,11 16,29
Fe
2
O
3
(
t
)
13,75 2,94
MnO 0,17 0,01
MgO 8,34 1,28
CaO 9,75 1,75
Na
2
O 2,19 6,14
K
2
O 0,64 1,26
P
2
O
5
0,05 0,12
P.F. 1,70 1,60
Elementos traço (ppm)
Rb 28,1 58,1
Sr 165,2 216,6
Ba 99,2 436,3
Zr 38,3 115,8
Nb 1,7 8,9
Y 18,6 24,1
Ta 0,1 0,4
Ga 13,7 16,0
Th 0,3 2,0
U < 0,1 1,4
W 20,8 68,2
Ni 67,0 93,6
Co 46,4 22,5
Terras raras (ppm)
La 3,20 24,10
Ce 5,80 46,60
Nd 5,50 16,60
Sm 1,70 2,80
Eu 0,77 1,13
Gd 2,69 2,10
Dy 3,20 1,86
Ho 0,68 0,38
Er 1,98 0,96
Yb 1,69 0,99
Lu 0,30 0,18
Total 27,51 97,70
(La/Yb)
N
1,28 16,43
(La/Sm)
N
1,19 5,42
(Gd/Yb)
N
1,29 1,71
Eu/Eu* 1,10 1,37
ANEXO 24: DENSIDADES DOS GRANITÓIDES ESCAPOLITIZADOS E DA AMOSTRA DE
REFERÊNCIA (TONALITO, FD-01E) DE SERRA DOURADA.
Amostras Densidades (g/cm
3
)
FD-01E
2,70
FD-06
2,65
FD-14
2,65
FD-18A
2,70
FD-18C
2,65
ANEXO 25: DENSIDADE MÉDIA DOS SIENOGRANITOS E DENSIDADES DOS
GRANITÓIDES ALBITIZADOS (FD-40C E FD-01D) E ALBITITOS (FD-36, FD-40B E FD-40D)
DE SERRA DOURADA.
Amostras Densidades (g/cm
3
)
Média dos sienogranitos
2,62
FD-01D
2,64
FD-36
2,63
FD-40B
2,63
FD-40C
2,61
FD-40D
2,63
ANEXO 26: PERDAS E GANHOS EM G/CM
3
OBTIDOS ATRAVÉS DE ANÁLISES QUÍMICAS
(ANEXOS 20 E 21) E DENSIDADES (ANEXO 24) PARA OS GRANITÓIDES
ESCAPOLITIZADOS E TONALITO DE SERRA DOURADA.
Amostra FD-06 FD-14 FD-18A FD-18C
SiO
2
+0,054194 -0,061048 +0,029782 -0,043199
Al
2
O
3
-0,047067 -0,054983 -0,017045 -0,069754
Fe
2
O
3t
+0,034571 +0,096369 +0,015929 +0,111576
MgO
-0,015715 +0,017248 -0,013205 -0,004972
CaO
-0,108585 -0,102436 -0,071124 -0,052831
Na
2
O
+0,003716 -0,021256 +0,013793 -0,036363
K
2
O
+0,039119 +0,061380 +0,033568 +0,035739
P
2
O
5
-0,004118 -0,003566 +0,000257 -0,005448
P.F.
-0,006116 +0,018292 +0,008045 +0,015252
ANEXO 27: PERDAS E GANHOS EM G/CM
3
OBTIDOS ATRAVÉS DE ANÁLISES QUÍMICAS
(ANEXOS 20 E 22) E DENSIDADES (ANEXO 25) PARA OS GRANITÓIDES ALBITIZADOS E
MÉDIA DOS SIENOGRANITOS DE SERRA DOURADA.
Amostra
FD-40C FD-01D FD-36 FD-40D FD-40B
SiO
2
+0,061724 +0,124910 -0,048780 +0,045952 +0,050447
Al
2
O
3
-0,012982 -0,026637 +0,052634 +0,015638 +0,020008
Fe
2
O
3t
-0,007178 -0,007198 +0,005087 -0,013045 -0,010401
MgO
-0,004202 -0,002344 -0,001828 -0,004459 -0,004195
CaO
+0,005662 -0,008311 -0,007307 -0,014138 -0,009915
Na
2
O
+0,044819 +0,087031 +0,129765 +0,117231 +0,105448
K
2
O
-0,102238 -0,139075 -0,138027 -0,139078 -0,135385
P
2
O
5
-0,000788 -0,000521 +0,000003 -0,000786 -0,000786
P.F.
+0,005184 -0,007855 +0,018453 +0,002685 -0,005222
ANEXO 28: PERDAS E GANHOS DOS ELEMENTOS MAIORES, P.F. E TRAÇO (EM G/100G), CALCULADOS A PARTIR DA
EQUAÇÃO DE GRESENS (1967). O BALANÇO GEOQUÍMICO FOI REALIZADO ENTRE O TONALITO (FD-01E) E O TONALITO
ESCAPOLITIZADO E BIOTITIZADO (FD-14) DE SERRA DOURADA.
Amostra FD-01E FD-14 Perdas e ganhos dos componentes, calculados para diferentes ƒv
GNA GESC Cálculo do fator de volume, considerando Xn = 0 para cada elemento
d (g/cm
3
) 2,70 2,65
Elementos maiores (% em peso)
ƒv
0,7 0,8 0,9 1 1,1 1,2 ƒv para Xn=0
SiO
2
63,29 62,19
-20,56 -14,46 -8,36 -2,25 3,85 9,96 1,04
Al
2
O
3
16,03 14,26
-6,23 -4,83 -3,43 -2,03 -0,63 0,77 1,15
Fe
2
O
3
t
5,28 9,02
0,92 1,80 2,69 3,57 4,46 5,34 0,60
MgO
2,86 3,56
-0,41 -0,06 0,28 0,63 0,98 1,33 0,82
CaO
5,15 1,39
-4,20 -4,06 -3,92 -3,79 -3,65 -3,51 3,77
Na
2
O
4,76 4,05
-1,98 -1,58 -1,18 -0,79 -0,39 0,01 1,20
K
2
O
0,97 3,31
1,30 1,63 1,95 2,28 2,60 2,93 0,30
P
2
O
5
0,22 0,09
-0,16 -0,15 -0,14 -0,13 -0,12 -0,11 2,49
P.F.
1,41 2,13
0,05 0,26 0,47 0,68 0,89 1,10 0,67
Elementos traços (ppm)
Rb
32,6
148
69,08 83,61 98,13 112,66 127,19 141,71 0,22
Sr
607,2
142,7
-509,16 -495,15 -481,15 -467,14 -453,14 -439,13 4,34
Ba
223,3
644,7
219,63 282,91 346,18 409,46 472,74 536,01 0,35
Zr
152,2
82,4
-95,59 -87,50 -79,41 -71,33 -63,24 -55,15 1,88
Nb
4,4
6,1
-0,21 0,39 0,99 1,59 2,19 2,78 0,73
Y
10,7
9,1
-4,45 -3,55 -2,66 -1,77 -0,88 0,02 1,20
Ta
0,2
0,7
0,28 0,35 0,42 0,49 0,56 0,62 0,29
Ga
20,3
19,1
-7,18 -5,30 -3,43 -1,55 0,32 2,20 1,08
Th
9,3
6,9
-4,56 -3,88 -3,21 -2,53 -1,85 -1,17 1,37
U
2,9
2,3
-1,32 -1,09 -0,87 -0,64 -0,42 -0,19 1,28
W
80,8
113,8
-2,62 8,55 19,72 30,89 42,06 53,23 0,72
Ni
23,5
60,1
17,79 23,69 29,59 35,49 41,39 47,28 0,40
Co
29,2
44,6
1,44 5,82 10,20 14,57 18,95 23,33 0,67
Cu
16,6
1,9
-15,29 -15,11 -14,92 -14,74 -14,55 -14,36 8,90
ANEXO 29: PERDAS E GANHOS DOS ELEMENTOS MAIORES, P.F. E TRAÇO (EM G/100G), CALCULADOS A PARTIR DA
EQUAÇÃO DE GRESENS (1967). O BALANÇO GEOQUÍMICO FOI REALIZADO ENTRE O TONALITO (FD-01E) E TONALITO
ESCAPOLITIZADO ± BIOTITIZADO (FD-18A) DE SERRA DOURADA.
Amostra FD-01E FD-18A Perdas e ganhos dos componentes, calculados para diferentes ƒv
GNA GESC Cálculo do fator de volume, considerando Xn = 0 para cada elemento
d (g/cm
3
) 2,70 2,70
Elementos maiores (% em peso)
ƒv
0,7 0,8 0,9 1 1,1 1,2 ƒv para Xn=0
SiO
2
63,29 64,40
-18,21 -11,77 -5,33 1,11 7,55 13,99 0,98
Al
2
O
3
16,03 15,40
-5,25 -3,71 -2,17 -0,63 0,91 2,45 1,04
Fe
2
O
3t
5,28 5,87
-1,17 -0,58 0,00 0,59 1,18 1,76 0,90
MgO
2,86 2,37
-1,20 -0,96 -0,73 -0,49 -0,25 -0,02 1,21
CaO
5,15 2,52
-3,39 -3,13 -2,88 -2,63 -2,38 -2,13 2,04
Na
2
O
4,76 5,27
-1,07 -0,54 -0,02 0,51 1,04 1,56 0,90
K
2
O
0,97 2,22
0,58 0,81 1,03 1,25 1,47 1,69 0,44
P
2
O
5
0,22 0,23
-0,06 -0,04 -0,01 0,01 0,03 0,06 0,96
P.F.
1,41 1,71
-0,21 -0,04 0,13 0,30 0,47 0,64 0,82
Elementos traços (ppm)
Rb
32,6 104,1
40,27 50,68 61,09 71,50 81,91 92,32 0,31
Sr
607,2 244,8
-435,84 -411,36 -386,88 -362,40 -337,92 -313,44 2,48
Ba
223,3 364,6
31,92 68,38 104,84 141,30 177,76 214,22 0,61
Zr
152,2 126,4
-63,72 -51,08 -38,44 -25,80 -13,16 -0,52 1,20
Nb
4,4 5,1
-0,83 -0,32 0,19 0,70 1,21 1,72 0,86
Y
10,7 10,3
-3,49 -2,46 -1,43 -0,40 0,63 1,66 1,04
Ta
0,2 0,5
0,15 0,20 0,25 0,30 0,35 0,40 0,40
Ga
20,3 17,9
-7,77 -5,98 -4,19 -2,40 -0,61 1,18 1,13
Th
9,3 13,5
0,15 1,50 2,85 4,20 5,55 6,90 0,69
U
2,9 2,6
-1,08 -0,82 -0,56 -0,30 -0,04 0,22 1,12
W
80,8 87,1
-19,83 -11,12 -2,41 6,30 15,01 23,72 0,93
Ni
23,5 31,5
-1,45 1,70 4,85 8,00 11,15 14,30 0,75
Co
29,2 34
-5,40 -2,00 1,40 4,80 8,20 11,60 0,86
Cu
16,6 63,2
27,64 33,96 40,28 46,60 52,92 59,24 0,26
ANEXO 30: PERDAS E GANHOS DOS ELEMENTOS MAIORES, P.F. E TRAÇO (EM G/100G), CALCULADOS A PARTIR DA
EQUAÇÃO DE GRESENS (1967). O BALANÇO GEOQUÍMICO FOI REALIZADO A PARTIR DA COMPOSIÇÃO MÉDIA DOS
SIENOGRANITOS E GRANITO MODERADAMENTE ALBITIZADO (FD-01D) DE SERRA DOURADA.
Amostra MÉDIA FD-01D Perdas e ganhos dos componentes, calculados para diferentes ƒv.
GNA GAB Cálculo do fator de volume, considerando Xn = 0 para cada elemento.
d (g/cm
3
) 2,62 2,64
Elementos maiores (% em peso)
ƒv
0,7 0,8 0,9 1 1,1 1,2 ƒv para Xn=0
SiO
2
74,68 78,85
-19,06 -11,12 -3,17 4,77 12,72 20,66 0,94
Al
2
O
3
13,75 12,64
-4,83 -3,56 -2,29 -1,01 0,26 1,53 1,08
Fe
2
O
3t
1,13 0,85
-0,53 -0,44 -0,36 -0,27 -0,19 -0,10 1,32
MgO
0,19 0,10
-0,12 -0,11 -0,10 -0,09 -0,08 -0,07 1,89
CaO
0,81 0,49
-0,46 -0,42 -0,37 -0,32 -0,27 -0,22 1,64
Na
2
O
3,65 6,91
1,22 1,92 2,62 3,31 4,01 4,71 0,52
K
2
O
5,35 0,04
-5,32 -5,32 -5,31 -5,31 -5,31 -5,30 132,74
P
2
O
5
0,04 0,02
-0,03 -0,02 -0,02 -0,02 -0,02 -0,02 1,98
P.F.
0,40 0,10
-0,33 -0,32 -0,31 -0,30 -0,29 -0,28 3,97
Elementos traços (ppm)
Rb
270,68 1,70
-269,48 -269,31 -269,14 -268,97 -268,80 -268,62 158,02
Sr
125,38 74,90
-72,55 -65,00 -57,46 -49,91 -42,36 -34,81 1,66
Ba
630,90 16,20
-619,47 -617,84 -616,21 -614,58 -612,94 -611,31 38,65
Zr
133,40 45,10
-101,59 -97,04 -92,50 -87,96 -83,41 -78,87 2,94
Nb
16,00 3,50
-13,53 -13,18 -12,83 -12,47 -12,12 -11,77 4,54
Y
26,63 3,70
-24,02 -23,65 -23,27 -22,90 -22,53 -22,16 7,14
Ta
4,05 0,60
-3,63 -3,57 -3,51 -3,45 -3,38 -3,32 6,70
Ga
22,95 12,10
-14,42 -13,20 -11,98 -10,76 -9,54 -8,32 1,88
Th
46,50 19,80
-32,53 -30,54 -28,54 -26,55 -24,55 -22,56 2,33
U
7,83 7,60
-2,47 -1,70 -0,94 -0,17 0,59 1,36 1,02
W
188,98 79,70
-132,76 -124,73 -116,70 -108,67 -100,64 -92,61 2,35
Ni
2,90 4,00
-0,08 0,32 0,73 1,13 1,53 1,94 0,72
Co
28,43 11,00
-20,67 -19,56 -18,45 -17,35 -16,24 -15,13 2,56
Cu
17,98 12,00
-9,52 -8,31 -7,10 -5,89 -4,68 -3,47 1,49
ANEXO 31: PERDAS E GANHOS DOS ELEMENTOS MAIORES, P.F. E TRAÇO (EM G/100G), CALCULADOS A PARTIR DA
EQUAÇÃO DE GRESENS (1967). O BALANÇO GEOQUÍMICO FOI REALIZADO ENTRE A COMPOSIÇÃO MÉDIA DOS
SIENOGRANITOS E O ALBITITO (FD-36) DE SERRA DOURADA.
Amostra MÉDIA FD-36 Perdas e ganhos dos componentes, calculados para diferentes ƒv
GNA ALBT Cálculo do fator de volume, considerando Xn = 0 para cada elemento
d (g/cm
3
) 2,62
2,63
Elementos maiores (% em peso)
ƒv
0,7 0,8 0,9 1 1,1 1,2 ƒv para Xn=0
SiO
2
74,68 72,54
-23,71 -16,43 -9,14 -1,86 5,42 12,70 1,03
Al
2
O
3
13,75 15,70
-2,72 -1,14 0,43 2,01 3,59 5,16 0,87
Fe
2
O
3
t
1,13 1,32
-0,20 -0,07 0,06 0,20 0,33 0,46 0,85
MgO
0,19 0,12
-0,11 -0,09 -0,08 -0,07 -0,06 -0,05 1,58
CaO
0,81 0,53
-0,44 -0,38 -0,33 -0,28 -0,22 -0,17 1,52
Na
2
O
3,65 8,56
2,36 3,22 4,08 4,94 5,80 6,66 0,42
K
2
O
5,35 0,08
-5,29 -5,29 -5,28 -5,27 -5,26 -5,25 66,62
P
2
O
5
0,04 0,04
-0,01 -0,01 0,00 0,00 0,00 0,01 1,00
P.F.
0,40 1,10
0,37 0,48 0,59 0,70 0,81 0,93 0,36
Elementos traços (ppm)
Rb
270,68 6,60
-266,04 -265,38 -264,72 -264,05 -263,39 -262,73 40,86
Sr
125,38 83,00
-67,06 -58,73 -50,39 -42,06 -33,73 -25,40 1,50
Ba
630,90 37,80
-604,34 -600,54 -596,75 -592,96 -589,16 -585,37 16,63
Zr
133,40 114,20
-53,15 -41,69 -30,23 -18,76 -7,30 4,16 1,16
Nb
16,00 1,40
-15,02 -14,88 -14,74 -14,59 -14,45 -14,31 11,39
Y
26,63 1,30
-25,72 -25,59 -25,46 -25,33 -25,19 -25,06 20,41
Ta
22,95 14,70
-12,62 -11,15 -9,67 -8,19 -6,72 -5,24 1,56
Ga
46,50 1,40
-45,52 -45,38 -45,24 -45,09 -44,95 -44,81 33,09
Th
7,83 0,60
-7,41 -7,35 -7,29 -7,23 -7,17 -7,11 13,00
U
188,98 81,70
-131,57 -123,37 -115,17 -106,97 -98,77 -90,57 2,30
W
2,90 9,80
3,99 4,97 5,95 6,94 7,92 8,90 0,29
Ni
28,43 11,60
-20,28 -19,11 -17,95 -16,79 -15,62 -14,46 2,44
Co
17,98 116,70
64,02 75,74 87,45 99,17 110,88 122,59 0,15
Cu
270,68 6,60
-266,04 -265,38 -264,72 -264,05 -263,39 -262,73 40,86
Livros Grátis
( http://www.livrosgratis.com.br )
Milhares de Livros para Download:
Baixar livros de Administração
Baixar livros de Agronomia
Baixar livros de Arquitetura
Baixar livros de Artes
Baixar livros de Astronomia
Baixar livros de Biologia Geral
Baixar livros de Ciência da Computação
Baixar livros de Ciência da Informação
Baixar livros de Ciência Política
Baixar livros de Ciências da Saúde
Baixar livros de Comunicação
Baixar livros do Conselho Nacional de Educação - CNE
Baixar livros de Defesa civil
Baixar livros de Direito
Baixar livros de Direitos humanos
Baixar livros de Economia
Baixar livros de Economia Doméstica
Baixar livros de Educação
Baixar livros de Educação - Trânsito
Baixar livros de Educação Física
Baixar livros de Engenharia Aeroespacial
Baixar livros de Farmácia
Baixar livros de Filosofia
Baixar livros de Física
Baixar livros de Geociências
Baixar livros de Geografia
Baixar livros de História
Baixar livros de Línguas
Baixar livros de Literatura
Baixar livros de Literatura de Cordel
Baixar livros de Literatura Infantil
Baixar livros de Matemática
Baixar livros de Medicina
Baixar livros de Medicina Veterinária
Baixar livros de Meio Ambiente
Baixar livros de Meteorologia
Baixar Monografias e TCC
Baixar livros Multidisciplinar
Baixar livros de Música
Baixar livros de Psicologia
Baixar livros de Química
Baixar livros de Saúde Coletiva
Baixar livros de Serviço Social
Baixar livros de Sociologia
Baixar livros de Teologia
Baixar livros de Trabalho
Baixar livros de Turismo
