A Suíte Intrusiva Santa Clara (SISC) com idade entre 1,08 a 1,07 Ga ocorre na porção central da Província Estanífera de Rondônia (SW do Cráton Amazônico) e inclui, pelo menos, um grande batólito (maciço Santa Clara), bem como batólitos menores e stocks (maciços Oriente Velho, Oriente Novo, Manteiga-Sul, Manteiga-Norte, Jararaca, Carmelo, Primavera e das Antas). Os batólitos e stocks ocorrem hospedados de modo discordante às orientações principais das rochas encaixantes de médio a alto grau metamórfico (1,74 a 1,43 Ga) e são compostos por intrusões precoces e/ou tardias em diferentes combinações. As intrusões precoces são dominantes em área de exposição no atual nível de erosão e são divididas em dois subgrupos de rochas: (1) subgrupo metaluminoso a levemente peraluminoso (Si\'O IND. 2\' = 63,56 - 75,59%; A/CNK = 0.94 - 1,04) é dominante e composto por hornblenda-biotita quartzo-monzonito e biotita (\'+ OU -\' hornblenda) monzogranito e sienogranito porfiróides ou porfiríticos e com textura rapakivi; (2) subgrupo peraluminoso (Si\'O IND. 2\' = 73,17 a 73,73%; A/CNK = 1,05 - 1,07) é de ocorrência mais restrita, sendo constituído por biotita sienogranito porfirítico e muscovita-biotita microssienogranito. Já as intrusões tardias aparecem em áreas bem mais restritas e são também divididas em dois subgrupos: (1) subgrupo metaluminoso e peralcalino (Si\'O IND. 2\' = 48,61 - 73,98%; A/CNK = 0,79 - 0,98) é formado por hornblenda álcali-feldspato sienito e microssienito, biotita-álcali-feldspato quartzo-microssienito, biotita (\'+ OU -\' anfibólio sódico) álcali-feldspato microgranito, traquiandesito, traquito e basalto em proporção bem menor; (2) subgrupo peraluminoso (Si\'O IND. 2\' = 75,03 - 79,74%; A/CNK = 0,96 - 1,15) é composto por biotita álcali-feldspato granito, alasquito, Li-mica álcali-feldspato granito e riólito pórfiro. Os granitos das intrusões precoces e tardias exibem características de granitos do tipo-A e intraplaca, sendo que aqueles do subgrupo metaluminoso a levemente peraluminoso são comparáveis também aos granitos rapakivi normais. As composições isotópicas de Nd e de Sr, bem como as variações geoquímicas dos elementos maiores e menores sugerem, no geral, uma origem e evolução distinta para cada um dos quatro subgrupos de rocha identificados. As rochas das intrusões precoces parecem ser produtos de magmas de origem crustal, sendo que processos de cristalização fracionada são invocados para explicar as variações geoquímicas observadas nas rochas do subgrupo metaluminoso a levemente peraluminoso [\'Sr IND. 0\' = \'DA ORDEM DE\' 0,709; \'épsilon\'\'N IND. d\' (1,08) = - 2,9 a - 4,5], enquanto que a evolução dos granitos peraluminosos [\'Sr IND. 0\' = \'DA ORDEM DE\' 0,708; \'épsilon\'\'N IND. d\' (1,08) = - 6,2] não pode ser estabelecida. Os valores de \'épsilon\'\'N IND. d\' das rochas de ambos os subgrupos se sobrepõem aos valores das rochas encaixantes a 1,08 Ga. Particularmente, os valores do subgrupo dominante se sobrepõem aos das rochas graníticas e charnoquíticas (1,57 - 1,53 Ga), sugerindo-as como prováveis fontes do magma parental, enquanto que o valor menos radiogênico do \'épsilon\'\'N IND. d\' do subgrupo peraluminoso indica uma contribuição dos sedimentos pelíticos (1,67 - 1,57 Ga) expostos na área. As intrusões tardias de rochas metaluminosas a peralcalinas [\'Sr IND. 0\' = \'DA ORDEM DE\' 0,707; \'épsilon\'\'N IND. d\' (1,07 Ga) = +2,3 a +1,1] são interpretadas como produtos principalmente de processos de cristalização fracionada de magmas básicos de derivação mantélica, com contribuição crustal subordinada. Já as rochas peraluminosas [\'épsilon\'\'N IND. d\' (1,07 Ga) = -1,2 a -2,1] são interpretadas como produtos da cristalização de magmas originados por baixo grau de fusão parcial de resíduo crustal produto da extração prévia dos granitos precoces dominantes, com contribuição mantélica subordinada. A mineralização primária polimetálica (Sn, W, Nb, Ta, Zn, Cu, Zn) está associada no espaço e no tempo com estes granitos peraluminosos. A mineralização polimetálica ocorre principalmente como: cassiterita e columbita-tantalita de origem magmática disseminadas no Li-mica álcali-feldspato granito, bolsões, veios e lentes de greisen com cassiterita; veios e vênulas de quartzo como cassiterita e volframita; e vênulas de quartzo com esfalerita, calcopirita, galena, pirita, marcassita e pirrotita. Os veios e vênulas de greisen e de quartzo formam estrutura tipo stockwork e sistema de veios subparalelos, enquanto lentes subparalelas e subhorizontais são também observadas. Pelo menos duas fases de mineralização oxidada são reconhecidas. A mais antiga é interpretada como ligada geneticamente aos biotita álcali-feldspato granito e alasquito, enquanto a mais jovem aos Li-mica álcali-feldspato granito e riólito pórfiro. Ambas são formadas principalmente por fluidos magmáticos aquo-carbônicos com características físico-químicas semelhantes, com uma participação muito pequena de águas hidrotermais de origem meteórica. Processos de efervescência e de greisenização são interpretados como os responsáveis pela deposição do Sn e W, em condições de temperatura entre 370 e 240°C e de pressão entre 2,4 a 1,0 kbar. / The 1.08 - 1.07 Ga Santa Clara Intrusive Suite (SCIS) in the Rondônia Tin Province (SW Amazonian Craton) comprises at least one large batholith (Santa Clara massif) as well as smaller batholiths and stocks (Oriente Velho, Oriente Novo, Manteiga-Sul, Manteiga-Norte, Jararaca, Carmelo, Primavera and das Antas massifs) emplaced in older medium- to high-grade metamorphic rocks (1.75 - 1.43 Ga). The SCIS is composed of several early-and late-stage intrusions, which are presently exposed in different arrangements around each batholith or stock. The early-stage intrusions are dominant and have been divided into two subgroups: (1) dominant metaluminous to slightly peraluminous subgroup (Si\'O IND. 2\' = 63.56 - 75.59%; A/CNK = 0.94 - 1.04) composed of coarse- to medium-grained porphyritic hornblende-biotite quartz-monzonite, and biotite (\'+ OU - hornblende) monzogranite and syenogranite, showing rapakivi textures; and (2) minor and local peraluminous subgroup (Si\'O IND. 2\' = 73.I7 -73.73%; A/CNK = 1.05 - 1.07) composed of porphyritic biotite syenogranite and muscovite-biotite microsyenogranite. The late-stage intrusions volumetrically smaller are also divided into two subgroups: (1) metaluminous to peralkaline subgroup (Si\'O IND. 2\' = 48.61 - 73.98%; A/CNK = 0.79 - 0.98) composed of hornblende alkali-feldspar syenite and microsyenite, biotite alkali-feldspar quartz-microsyenite, biotite (\'+ OU -\' sodic amphibole) alkali-feldspar microgranite, trachyandesite, trachyte, and minor basalt; and (2) peraluminous subgroup (Si\'O IND. 2\' = 75.03 - 79.74%; A/CNK = 0.96 - 1.15) composed of biotite alkali-feldspar granite, alaskite, Li-mica alkali-feldspar granite, and rhyolite porphyry. The early- and late-stage granites exhibit geochemical characteristics of A-type and within-plate granites, whereas the dominant early-stage rocks show also rapakivi affinities. Sr and Nd isotopic data, and major and trace elements suggest different petrogenesis for these four rock subgroups. The early-stage intrusions appear to represent crustal anatectic melts, with the metaluminous to slightly peraluminous quartz-monzonite and granite [\'Sr IND. 0\' = \'DA ORDEM DE\' 0.709; \'épsilon\'\'N IND. d\'(l.08 Ga) = -2.9 to -4.5] evolved by fractional crystallization, whereas the evolution of peraluminous granites [\'Sr IND. 0\' = \'DA ORDEM DE\' 0.708; \'épsilon\'\'N IND. d\'(1.08) = -6.2] has not been established. The former show Nd isotopic signatures that overlap with those 1.57 - 1.53 Ga granitic and charnockitic rocks at 1.08 Ga, whereas the Nd isotopic composition of the latter are less radiogenic, and suggest a contribution of 1.67 - 1.57 Ga pelitic sedimentary rocks exposed in the area. The late-stage metaluminous to peralkaline rocks [\'Sr IND. 0\' = \'DA ORDEM DE\' 0.707; \'épsilon\'\'N IND. d\'(1.07 Ga) = +2.3 to +1.1] are interpreted as fractionation products of mantle-derived mafic magmas with minor crustal input. The late-stage peraluminous rocks [\'épsilon\'\'N IND. d\'(1.07 Ga) = -1.2 to -2.1] may be products of small degrees of fusion of crustal source with minor mantle input. It is interpreted that this crustal source was the residues of the source from which the dominant early-stage granites were previouly extracted. Polymetallic (Sn, W, Nb, Ta, Zn, Cu, Pb) primary deposits are spatially and temporally associated with these late-stage peraluminous granites. The polymetallic mineralizations occur mostly as: magmatic cassiterite and columbite-tantalite disseminated in the Li-mica alkali-feldspar granite, greisen pods (endogreisen), veins and lens with cassiterite, quartz veins and veinlets with cassiterite and wolframite, and quartz veinlets with sphalerite, chalcopyrite, galena, pyrite, marcassite, and pyrrotite. The greisen and quartz veins and veinltes constitute stockwork and subparallel systems, and subparallel and subhorizontal greisen lens systems are also observed. At least two hydrothermal phases of oxide mineralization are recognized. The early phase is interpreted to be related to the biotite alkali-feldspar granite and alaskite, whereas the late phase to the Li-mica alkali-feldspar granite and rhyolite porphyry. Both were formed by similar magmatic aqueous carbonic fluid with minor meteoric hydrothermal water input. Effervescence and greisenization are the principal processes responsible for Sn and W mineralization, that occurred between 370°C to 240°C, and 2.4 to 1.0 kbar.

Dissertação (mestrado)—Universidade de Brasília, Instituto de Geociências, 2008. / Submitted by Thaíza da Silva Santos (thaiza28@hotmail.com) on 2011-02-08T16:04:45Z No. of bitstreams: 1 2008_MarianaMoellmannNegrao.pdf: 15850618 bytes, checksum: b48db84102b388850eb442a9335463ef (MD5) / Approved for entry into archive by Daniel Ribeiro(daniel@bce.unb.br) on 2011-02-09T01:09:59Z (GMT) No. of bitstreams: 1 2008_MarianaMoellmannNegrao.pdf: 15850618 bytes, checksum: b48db84102b388850eb442a9335463ef (MD5) / Made available in DSpace on 2011-02-09T01:09:59Z (GMT). No. of bitstreams: 1 2008_MarianaMoellmannNegrao.pdf: 15850618 bytes, checksum: b48db84102b388850eb442a9335463ef (MD5) / O Grupo Rio Novo é uma seqüência vulcano-sedimentar arqueana (> 2,76 Ga), caracterizada por hospedar mineralizações de cobre e ouro, localizada na porção centro-leste do Cinturão Itacaiúnas na Província Mineral de Carajás. Intrusões de corpos arqueanos e paleoproterozóicos no Grupo Rio Novo, a exemplo do Granito Cigano (1,88 Ga), estão eventualmente associadas a estas mineralizações. Na borda sul-sudeste do Granito Cigano, afloram formação ferrífera, anfibolito, ferro-antofilita cordieritito e xistos do Grupo Rio Novo, metamorfizados em fácies anfibolito e deformados nos eventos tectono-metamórficos de 2,70 Ga a 2,50 Ga, responsável pelo desenvolvimento dos sistemas de cisalhamento Carajás e Cinzento. Deformações tardias entre 1,90 Ga e 1,00 Ga foram associadas a reativações das zonas de cisalhamento Carajás e Cinzento, implantação de sistemas transcorrentes rúpteis-dúcteis e intrusões de granitos tipo-A. A ocorrência de Cu-Au (Mo-Co) hospedada em xistos e anfibolito do Grupo Rio Novo foi caracterizada por disseminações de pirita, calcopirita e ouro nos planos da foliação principal, enquanto as associações de pirita, calcopirita, pirrotita, pentlanditas, glaucodoto, molibdenita e ouro foram descritas como veios, lentes e brechas remobilizados. Idades modelo Re-Os (1883 ± 9 Ma e 1884 ± 9 Ma) em molibdenita e idade de isócrona em rocha total Sm-Nd (1729 ± 420 Ma) de xistos mineralizados corroboram a hipótese de remobilização dos minerais de minério contemporânea à intrusão do Granito Cigano. Dados geoquímicos indicam que os metais, cobre, ouro, níquel, cobalto e platina são provenientes de mineralizações prévias, em protólitos máficos, enquanto molibdênio é proveniente de outra fonte. A ocorrência de Cu-Au (Mo-Co) hospedada no Grupo Rio Novo apresenta características semelhantes aos depósitos tipo IOCG da Província Mineral de Carajás, entretanto, a ausência de óxidos de ferro, alterações sódico-cálcica e potássica associadas à mineralização remobilizada não permitem a classificação genética dessa ocorrência como tipo IOCG clássico. _________________________________________________________________________________ ABSTRACT / The Rio Novo Group is an Archean volcano-sedimentary sequence (> 2.76 Ga), known for hosting copper and gold mineralizations, located in the mid-eastern portion of the Itacaiúnas Belt in the Carajás Mineral Province. Archean and Paleoproterozoic intrusions in the Rio Novo Group, e.g. the Cigano Granite (1.88 Ga), have been related to such mineralizations. The outcropping rocks to the south-southeaste of the Cigano Granite: banded iron formation; amphibolite; Fe-antophyllite cordieritite; and schists, were deformed and metamorphosed under amphibolite facies during the 2.70 Ga to 2.50 Ga tectono-metamorphic events, responsible for the Carajás and Cinzento shear systems. Late deformations between 1.90 Ga and 1.00 Ga have been associated to reactivations in the Carajás and Cinzento shear zones, the establishment of brittle-ductile transcurrent systems, and A-type granite intrusions. The Cu-Au (Mo-Co) occurrence hosted in schists and amphibolites of the Rio Novo Group was characterized by pyrite, chalcopyrite and gold disseminations in the main foliation planes, while the pyrite, pentlandite, glucodote, molybdenite and gold associations were described as veins, lenses and remobilized breccias. Re-Os model ages (1883 ± 9 Ma e 1884 ± 9 Ma) in molybdenite and an Sm-Nd total rock isochrone age of (1729 ± 420 Ma) in mineralized schists corroborate with the hypothesis that the ore minerals were remobilized during the intrusion of the Cigano Granite. Geochemical data indicate that copper, gold, nickel, cobalt and platinum came from previous mineralizations, in mafic protoliths, while molybdenium comes from another source. The Cu-Au (Mo-Co) occurrence hosted in the Rio Novo Group presents similar features when compared to the IOCG type deposits in the Carajás Mineral Province, however, the absence of iron oxides, sodic-calcic and potassic alterations associated to the remobilized mineralization does not allow the genetic classification of this occurence as a classic IOCG type.

Dissertação (mestrado)-Universidade de Brasília, Instituto de Geociências, 2010. / Submitted by Luiza Moreira Camargo (luizaamc@gmail.com) on 2011-06-17T19:30:55Z No. of bitstreams: 1 2010_CarlaBertuccelliGrasso.pdf: 16782824 bytes, checksum: f1c107de6adf6e805e067a4a628d63bb (MD5) / Approved for entry into archive by Daniel Ribeiro(daniel@bce.unb.br) on 2011-06-17T21:11:51Z (GMT) No. of bitstreams: 1 2010_CarlaBertuccelliGrasso.pdf: 16782824 bytes, checksum: f1c107de6adf6e805e067a4a628d63bb (MD5) / Made available in DSpace on 2011-06-17T21:11:51Z (GMT). No. of bitstreams: 1 2010_CarlaBertuccelliGrasso.pdf: 16782824 bytes, checksum: f1c107de6adf6e805e067a4a628d63bb (MD5) / O complexo alcalino-carbonatítico de Serra Negra localiza-se na região de Patrocínio - MG, aproximadamente a 600 km de Brasília. Sua intrusão em rochas metassedimentares da Faixa Brasília deformou as encaixantes e gerou uma conspícua estrutura dômica circular. Com cerca de 10 km de diâmetro, é o maior e, até então, menos conhecido complexo da Província Ígnea do Alto Paranaíba (APIP). O complexo é formado por cerca de 70% de dunitos, que ocorrem a partir do contato externo com o quartzito encaixante, até o centro do domo. Nas porções central e norte do complexo encontram-se duas intrusões de magnesiocarbonatito. O alojamento dessas intrusões causou auréolas de brechação nos dunitos encaixantes. No interior da intrusão setentrional foram delimitadas duas regiões com predomínio de veios e diques de calciocarbonatito. Dentro desses domínios foram identificados apatita calciocarbonatitos, que gradam localmente para cumulados foscoríticos bandados. Com menos frequência, cumulados foscoríticos também estão associados aos magnesiocarbonatitos da intrusão setentrional. Perovskita bebedouritos ocorrem nas bordas das intrusões de magnesiocarbonatito. Foram encontrados também diques de traquito porfirítico e de flogopita picritos cortando as rochas do complexo. Os diques de flogopita picrito encontrados em Serra Negra apresentam grande afinidade geoquímica com outros flogopita picritos e kamafugitos da APIP. Sua composição química e isotópica indica que essas rochas representam o líquido mais primitivo de Serra Negra. Os dunitos resultaram diretamente do fracionamento de olivina desse magma parental. Em conseqüência, o magma residual tornou-se gradualmente enriquecido em CO2, acarretando a saturação nesse componente e a separação de um par imiscível silicático-carbonatítico. Os perovskita bebedouritos são cumulados ricos em perovskita cristalizados a partir do líquido imiscível silicático, enquanto os magnesiocarbonatitos representam seu par conjugado carbonatítico. Os magnesiocarbonatitos evoluem, por cristalização fracionada, dando origem a cumulados foscoríticos precoces e cumulados magnesiocarbonatíticos tardios. A intrusão central de magnesiocarbonatito é formada principalmente por cumulados de flotação, geralmente com elevado conteúdo de Ba, que foram extraídos do líquido residual magnesiocarbonatítico e representam membros tardios da série carbonatítica. Por outro lado, os relativamente altos valores de δ18O observados em algumas amostras são sugestivos de alteração metassomática localizada, possivelmente com a introdução de Ba nessas rochas. A acumulação dos perovskita bebedouritos levou a um contínuo enriquecimento em SiO2 e CO2 no líquido residual, acarretando um segundo evento de imiscibilidade de líquidos silicato-carbonático. O líquido silicático gerado neste evento foi félsico e deu origem aos traquitos, que representam os membros mais evoluídos da série bebedourítica. Seu conjugado imiscível é calciocarbonatítico, que originou os apatita calciocarbonatitos e foscoritos por acumulação de cristais. Com a extração dessas rochas, o magma evoluiu para um líquido calciocarbonatítico residual, que cristalizou como calciocarbonatitos relativamente puros. Os dados obtidos neste trabalho indicam que todas as rochas do complexo de Serra Negra apresentam uma conexão genética, relacionadas entre si por processos como cristalização fracionada e imiscibilidade de líquidos. Tais processos de diferenciação magmática são frequentemente evidenciados na geração de diversos outros complexos alcalino-carbonatíticos e contribuem de forma decisiva na geração dessas rochas e das mineralizações associadas. _________________________________________________________________________________ ABSTRACT / The Serra Negra alkaline-carbonatite complex is located in the western portion of the Minas Gerais State, approximately 600 km from Brasilia. The complex intrudes metasedimentary rocks of the Brasília mobile belt, which are deformed into a conspicuous dome structure. With ca.10 km in diameter, this is the largest and least known alkaline-carbonatite complex in the Alto Paranaíba Igneous Province (APIP). The complex consists of ca. 70% of dunite, which occurs from the external contact with the quartzite country rock to near the center of the dome. Two magnesiocarbonatite bodies intrude the central and northern portions of the complex respectively, causing brecciation of the previously formed dunites. Within the northern intrusion there are two small regions with predominance of calciocarbonatite veins and dikes. Within these areas, apatite calciocarbonatites grade into phoscorite cumulates, defining a magmatic banding. Subordinate phoscorite cumulates also occur associated with the northern magnesiocarbonatite intrusion. Perovskite bebedourites are spatially associated with both the northern and central magnesiocarbonatites intrusions. Phlogopite picrite and porphyritic trachyte dikes cut the other alkaline rock-types. The phlogopite picrite dikes found in Serra Negra have strong geochemical affinity with other phlogopite picrites and kamafugites from the APIP. Their chemical and isotopic composition indicate that these rocks represent the most primitive magma in the Serra Negra complex. The Serra Negra dunites are a direct result of olivine fractionation from the parental magma, which became gradually enriched in CO2, until saturation in this component led the separation of immiscible silicate-carbonatite liquids. The perovskite bebedourites are the result of perovskite accumulation from the silicate immiscible liquid, whereas magnesiocarbonatites represent the carbonatite conjugate. The magnesiocarbonatites evolved by fractional crystallization, yielding early phoscorite cumulates and late magnesiocarbonatite cumulates. The central magnesiocarbonatite intrusion is formed mainly by flotation cumulates, usually with high Ba content, which were extracted from a residual magnesiocarbonatite liquid and represent a late member of the carbonatite-series rocks. However, the δ18O in high-Ba magnesiocarbonatites suggests localized metasomatic alteration, possibly with introduction of Ba in these rocks. The accumulation of perovskite bebedourites led to a continuous enrichment in SiO2 and CO2 in the residual silicate liquid, resulting in a second immiscibility event, at a more evolved stage in the evolution of the complex. The silicate immiscible liquid generated in this event was felsic and crystallized as trachytes, which represent the most evolved members of the bebedourite-series rocks. The carbonate-rich conjugate formed the apatite-calciocarbonatite, and fractionated to produce phoscorite cumulates, and a calciocarbonatite residuum. The evidence obtained in this work suggests that the different rock-types in the Serra Negra complex are genetically tied to the phlogopite picrite parental magma, but evolved through a complex combination of distinct petrogenetic processes, such as crystal fractionation and liquid immiscibility. These processes are often evidenced in the generation of several other alkaline-carbonatite complexes and play a decisive role in the generation of these rocks and the associated mineralization.

A Suíte Intrusiva Santa Clara (SISC) com idade entre 1,08 a 1,07 Ga ocorre na porção central da Província Estanífera de Rondônia (SW do Cráton Amazônico) e inclui, pelo menos, um grande batólito (maciço Santa Clara), bem como batólitos menores e stocks (maciços Oriente Velho, Oriente Novo, Manteiga-Sul, Manteiga-Norte, Jararaca, Carmelo, Primavera e das Antas). Os batólitos e stocks ocorrem hospedados de modo discordante às orientações principais das rochas encaixantes de médio a alto grau metamórfico (1,74 a 1,43 Ga) e são compostos por intrusões precoces e/ou tardias em diferentes combinações. As intrusões precoces são dominantes em área de exposição no atual nível de erosão e são divididas em dois subgrupos de rochas: (1) subgrupo metaluminoso a levemente peraluminoso (Si\'O IND. 2\' = 63,56 - 75,59%; A/CNK = 0.94 - 1,04) é dominante e composto por hornblenda-biotita quartzo-monzonito e biotita (\'+ OU -\' hornblenda) monzogranito e sienogranito porfiróides ou porfiríticos e com textura rapakivi; (2) subgrupo peraluminoso (Si\'O IND. 2\' = 73,17 a 73,73%; A/CNK = 1,05 - 1,07) é de ocorrência mais restrita, sendo constituído por biotita sienogranito porfirítico e muscovita-biotita microssienogranito. Já as intrusões tardias aparecem em áreas bem mais restritas e são também divididas em dois subgrupos: (1) subgrupo metaluminoso e peralcalino (Si\'O IND. 2\' = 48,61 - 73,98%; A/CNK = 0,79 - 0,98) é formado por hornblenda álcali-feldspato sienito e microssienito, biotita-álcali-feldspato quartzo-microssienito, biotita (\'+ OU -\' anfibólio sódico) álcali-feldspato microgranito, traquiandesito, traquito e basalto em proporção bem menor; (2) subgrupo peraluminoso (Si\'O IND. 2\' = 75,03 - 79,74%; A/CNK = 0,96 - 1,15) é composto por biotita álcali-feldspato granito, alasquito, Li-mica álcali-feldspato granito e riólito pórfiro. Os granitos das intrusões precoces e tardias exibem características de granitos do tipo-A e intraplaca, sendo que aqueles do subgrupo metaluminoso a levemente peraluminoso são comparáveis também aos granitos rapakivi normais. As composições isotópicas de Nd e de Sr, bem como as variações geoquímicas dos elementos maiores e menores sugerem, no geral, uma origem e evolução distinta para cada um dos quatro subgrupos de rocha identificados. As rochas das intrusões precoces parecem ser produtos de magmas de origem crustal, sendo que processos de cristalização fracionada são invocados para explicar as variações geoquímicas observadas nas rochas do subgrupo metaluminoso a levemente peraluminoso [\'Sr IND. 0\' = \'DA ORDEM DE\' 0,709; \'épsilon\'\'N IND. d\' (1,08) = - 2,9 a - 4,5], enquanto que a evolução dos granitos peraluminosos [\'Sr IND. 0\' = \'DA ORDEM DE\' 0,708; \'épsilon\'\'N IND. d\' (1,08) = - 6,2] não pode ser estabelecida. Os valores de \'épsilon\'\'N IND. d\' das rochas de ambos os subgrupos se sobrepõem aos valores das rochas encaixantes a 1,08 Ga. Particularmente, os valores do subgrupo dominante se sobrepõem aos das rochas graníticas e charnoquíticas (1,57 - 1,53 Ga), sugerindo-as como prováveis fontes do magma parental, enquanto que o valor menos radiogênico do \'épsilon\'\'N IND. d\' do subgrupo peraluminoso indica uma contribuição dos sedimentos pelíticos (1,67 - 1,57 Ga) expostos na área. As intrusões tardias de rochas metaluminosas a peralcalinas [\'Sr IND. 0\' = \'DA ORDEM DE\' 0,707; \'épsilon\'\'N IND. d\' (1,07 Ga) = +2,3 a +1,1] são interpretadas como produtos principalmente de processos de cristalização fracionada de magmas básicos de derivação mantélica, com contribuição crustal subordinada. Já as rochas peraluminosas [\'épsilon\'\'N IND. d\' (1,07 Ga) = -1,2 a -2,1] são interpretadas como produtos da cristalização de magmas originados por baixo grau de fusão parcial de resíduo crustal produto da extração prévia dos granitos precoces dominantes, com contribuição mantélica subordinada. A mineralização primária polimetálica (Sn, W, Nb, Ta, Zn, Cu, Zn) está associada no espaço e no tempo com estes granitos peraluminosos. A mineralização polimetálica ocorre principalmente como: cassiterita e columbita-tantalita de origem magmática disseminadas no Li-mica álcali-feldspato granito, bolsões, veios e lentes de greisen com cassiterita; veios e vênulas de quartzo como cassiterita e volframita; e vênulas de quartzo com esfalerita, calcopirita, galena, pirita, marcassita e pirrotita. Os veios e vênulas de greisen e de quartzo formam estrutura tipo stockwork e sistema de veios subparalelos, enquanto lentes subparalelas e subhorizontais são também observadas. Pelo menos duas fases de mineralização oxidada são reconhecidas. A mais antiga é interpretada como ligada geneticamente aos biotita álcali-feldspato granito e alasquito, enquanto a mais jovem aos Li-mica álcali-feldspato granito e riólito pórfiro. Ambas são formadas principalmente por fluidos magmáticos aquo-carbônicos com características físico-químicas semelhantes, com uma participação muito pequena de águas hidrotermais de origem meteórica. Processos de efervescência e de greisenização são interpretados como os responsáveis pela deposição do Sn e W, em condições de temperatura entre 370 e 240°C e de pressão entre 2,4 a 1,0 kbar. / The 1.08 - 1.07 Ga Santa Clara Intrusive Suite (SCIS) in the Rondônia Tin Province (SW Amazonian Craton) comprises at least one large batholith (Santa Clara massif) as well as smaller batholiths and stocks (Oriente Velho, Oriente Novo, Manteiga-Sul, Manteiga-Norte, Jararaca, Carmelo, Primavera and das Antas massifs) emplaced in older medium- to high-grade metamorphic rocks (1.75 - 1.43 Ga). The SCIS is composed of several early-and late-stage intrusions, which are presently exposed in different arrangements around each batholith or stock. The early-stage intrusions are dominant and have been divided into two subgroups: (1) dominant metaluminous to slightly peraluminous subgroup (Si\'O IND. 2\' = 63.56 - 75.59%; A/CNK = 0.94 - 1.04) composed of coarse- to medium-grained porphyritic hornblende-biotite quartz-monzonite, and biotite (\'+ OU - hornblende) monzogranite and syenogranite, showing rapakivi textures; and (2) minor and local peraluminous subgroup (Si\'O IND. 2\' = 73.I7 -73.73%; A/CNK = 1.05 - 1.07) composed of porphyritic biotite syenogranite and muscovite-biotite microsyenogranite. The late-stage intrusions volumetrically smaller are also divided into two subgroups: (1) metaluminous to peralkaline subgroup (Si\'O IND. 2\' = 48.61 - 73.98%; A/CNK = 0.79 - 0.98) composed of hornblende alkali-feldspar syenite and microsyenite, biotite alkali-feldspar quartz-microsyenite, biotite (\'+ OU -\' sodic amphibole) alkali-feldspar microgranite, trachyandesite, trachyte, and minor basalt; and (2) peraluminous subgroup (Si\'O IND. 2\' = 75.03 - 79.74%; A/CNK = 0.96 - 1.15) composed of biotite alkali-feldspar granite, alaskite, Li-mica alkali-feldspar granite, and rhyolite porphyry. The early- and late-stage granites exhibit geochemical characteristics of A-type and within-plate granites, whereas the dominant early-stage rocks show also rapakivi affinities. Sr and Nd isotopic data, and major and trace elements suggest different petrogenesis for these four rock subgroups. The early-stage intrusions appear to represent crustal anatectic melts, with the metaluminous to slightly peraluminous quartz-monzonite and granite [\'Sr IND. 0\' = \'DA ORDEM DE\' 0.709; \'épsilon\'\'N IND. d\'(l.08 Ga) = -2.9 to -4.5] evolved by fractional crystallization, whereas the evolution of peraluminous granites [\'Sr IND. 0\' = \'DA ORDEM DE\' 0.708; \'épsilon\'\'N IND. d\'(1.08) = -6.2] has not been established. The former show Nd isotopic signatures that overlap with those 1.57 - 1.53 Ga granitic and charnockitic rocks at 1.08 Ga, whereas the Nd isotopic composition of the latter are less radiogenic, and suggest a contribution of 1.67 - 1.57 Ga pelitic sedimentary rocks exposed in the area. The late-stage metaluminous to peralkaline rocks [\'Sr IND. 0\' = \'DA ORDEM DE\' 0.707; \'épsilon\'\'N IND. d\'(1.07 Ga) = +2.3 to +1.1] are interpreted as fractionation products of mantle-derived mafic magmas with minor crustal input. The late-stage peraluminous rocks [\'épsilon\'\'N IND. d\'(1.07 Ga) = -1.2 to -2.1] may be products of small degrees of fusion of crustal source with minor mantle input. It is interpreted that this crustal source was the residues of the source from which the dominant early-stage granites were previouly extracted. Polymetallic (Sn, W, Nb, Ta, Zn, Cu, Pb) primary deposits are spatially and temporally associated with these late-stage peraluminous granites. The polymetallic mineralizations occur mostly as: magmatic cassiterite and columbite-tantalite disseminated in the Li-mica alkali-feldspar granite, greisen pods (endogreisen), veins and lens with cassiterite, quartz veins and veinlets with cassiterite and wolframite, and quartz veinlets with sphalerite, chalcopyrite, galena, pyrite, marcassite, and pyrrotite. The greisen and quartz veins and veinltes constitute stockwork and subparallel systems, and subparallel and subhorizontal greisen lens systems are also observed. At least two hydrothermal phases of oxide mineralization are recognized. The early phase is interpreted to be related to the biotite alkali-feldspar granite and alaskite, whereas the late phase to the Li-mica alkali-feldspar granite and rhyolite porphyry. Both were formed by similar magmatic aqueous carbonic fluid with minor meteoric hydrothermal water input. Effervescence and greisenization are the principal processes responsible for Sn and W mineralization, that occurred between 370°C to 240°C, and 2.4 to 1.0 kbar.

Este trabalho sobre o minério de manganês da Serra do Navio (SNV) analisa os seguintes minerais: criptomelana e os minerais correlacionados do tipo \"alfa\", polianita, pirolusita, groutita, manganita e hidróxidos de manganês com outros metais, como a litioforita. São fornecidos os dados obtido através de estudo óptico, térmico, de infravermelho e de difração de raios X, de todos os minerais acima citados, assim como os resultados de pesquisa sobre a morfologia (pirolusita), cálculo e variação de parâmetros (criptomelana e pirolusita), difração e microscopia eletrônicas (litioforita), análises espectrográficas e termodiferenciais. O minério é constituído, principalmente, de minerais do tipo \"alfa\", erroneamente denominados de \"psilomelanas\", de um modo genérico, quando na realidade, a espécie predominante é a criptomelana. Subsidiariamente, ocorrem pirolusita, manganita e hidróxidos de manganês e outros metais. A ganga é constituída dos seguintes minerais: argilas (caulinita), micas (sericita e illita), minerais de Fe (goethita e hematita), alumina (gibbsita e boehmita), sílica (quartzo e calcedônea), grafita, turmalina e cloritas. O minério é de origem supérgena, formado à custa do intemperismo das rochas portadoras de rodocrosita, espessartita, tefroíta, rodonita, piroxmangita, anfibólios manganesíferos, etc. que, por decomposição meteórica e solubilização, sofrem enriquecimento residual. As soluções que contêm manganês migram, mineralizando as rochas encaixantes estéreis e as zonas superficiais de laterização. As condições topográficas e climáticas favorecem constantes solubilizações e redeposições de manganês, assim como a lixiviação de ganga, formando uma couraça residual de minério cada vez mais rico. O intemperismo do protominério e a caracterização dos diferentes tipos de minério são descritos suscintamente. / Not available.

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Este trabalho sobre o minério de manganês da Serra do Navio (SNV) analisa os seguintes minerais: criptomelana e os minerais correlacionados do tipo \"alfa\", polianita, pirolusita, groutita, manganita e hidróxidos de manganês com outros metais, como a litioforita. São fornecidos os dados obtido através de estudo óptico, térmico, de infravermelho e de difração de raios X, de todos os minerais acima citados, assim como os resultados de pesquisa sobre a morfologia (pirolusita), cálculo e variação de parâmetros (criptomelana e pirolusita), difração e microscopia eletrônicas (litioforita), análises espectrográficas e termodiferenciais. O minério é constituído, principalmente, de minerais do tipo \"alfa\", erroneamente denominados de \"psilomelanas\", de um modo genérico, quando na realidade, a espécie predominante é a criptomelana. Subsidiariamente, ocorrem pirolusita, manganita e hidróxidos de manganês e outros metais. A ganga é constituída dos seguintes minerais: argilas (caulinita), micas (sericita e illita), minerais de Fe (goethita e hematita), alumina (gibbsita e boehmita), sílica (quartzo e calcedônea), grafita, turmalina e cloritas. O minério é de origem supérgena, formado à custa do intemperismo das rochas portadoras de rodocrosita, espessartita, tefroíta, rodonita, piroxmangita, anfibólios manganesíferos, etc. que, por decomposição meteórica e solubilização, sofrem enriquecimento residual. As soluções que contêm manganês migram, mineralizando as rochas encaixantes estéreis e as zonas superficiais de laterização. As condições topográficas e climáticas favorecem constantes solubilizações e redeposições de manganês, assim como a lixiviação de ganga, formando uma couraça residual de minério cada vez mais rico. O intemperismo do protominério e a caracterização dos diferentes tipos de minério são descritos suscintamente. / Not available.