Na mina Pitinga, o minério primário ocorre associado á fácies albita granito do Granito Madeira . Trata-se de uma jazida de Sn de classe mundial, com Nb, Ta e criolita (co-produtos) e Zr, ETR, Y, Li e U (possíveis subprodutos). O minério de criolita ocorre nas subfacíes albita granito de núcleo (AGN) nas formas disseminada (150Mt, teor de 4,2% de Na3AlF6) e de um depósito criolítico maciço DCM (10Mt, teor de 32% de Na3AlF6). A criolita disseminada pertence a duas gerações, ambas quase isótropas e raramente macladas. A criolita magmática ocorre como inclusões em fenocristais de quartzo ou na matriz como cristais subédricos a arredondados, freqüentemente associados com o zircão precoce com o qual encontra-se em equilíbrio (Fig. 18g). a criolita tardia forma agregados irregulares de granulação média a grossa, com zircão + cassiterita + torita + polilitionita + opacos + riebeckita), forma auréolas em zircão e pirocloro com coroas de reação, ou associa-se com mica e/ou zircão em fissuras. Os cristais de criolita podem apresentar micro fissuras preenchidas por thonsenolita e prosopita. O DCM ocorre em sub-superfície. Assemelha-se a um cogumelo lenticular instalado na zona apical, ao longo do eixo central vertical do AGN. É formado por corpos sub-horizontais (+ veios stockworks) de criolita com extensão de até 300m e espessura dr até 30m, com intercalações do AGN. Os corpos se concentram nas Zonas Criolíticas A (superior) e B (inferior), com 115 e 150 m de espessura, respectivamente. Uma terceira zona (Zona Zero), mais superficial, foi parcialmente erodida. São constituídos por criolita (~85% p. vol.) + quartzo + zircão + k-feldspato + galena + gagarinita + xenotímio. A criolita é maclada e pertence a três gerações: nucleada (precoce), caramelo e branca (tardia). Na parte superior do DCM, ocorrem criolita caramelo e nucleada (subordinada). Nos corpos intermediários, criolita caramelo e nucleada ocorrem em iguais proporções. Na parte inferior, predomina a criolita nucleada, a criolita carameo é mais clara e somente aqui, ocorre a criolita branca. Na base da ZCB ocorrem alguns corpos constituídos aparentemente só por criolita branca, com prossança de até 2,20m. em alguns destes corpos, ocorre a fluorita associada e a encaixante é fortemente alterada. Dois novos minerais (waimirita e atroarita) foram descobertos no presente trabalho. As assinaturas dos ETR e Y relacionam, em termos evolutivos e metalogenéticos, a mineralização criolítica e o albita granito. Este, em relação ás demais fácies do Granito Madeira, tem conteúdos de ETR caracterizados por menor fracionamento dos ETRL, enriquecimento relativo em ETRP e anomalias de európio mais intensas. A fluorita magmática (AGB) te razões ETR/Y e ETRL/ETRP ≥ 1 semelhante ao albita granito, e concentração de Y (~ 1.200 ppm) compatível com as de ocorrências associadas a pegmatitos graníticos. Comparativamente à fluorita, a criolita magmática (AGN) é bem mais enriquecida em ETRP e Y. A criolita disseminada tardia é caracterizada por enriquecimento em ETRL e empobrecimento em Y. formou-se em condições de oxi-redução semelhantes às do ambiente magmático. As três gerações de criolita do DCM tem anomalia negativa e Eu manos intensa do que a criolita disseminada (ambianete de formação mais oxidante); da crilita nucleada para a branca ocorrem menores concentrações de Y e ETR e enriquecimento relativo em ETRL. As inclusões fluidas na criolita e quartzo do DCM e da paragênese hidrotermal disseminada na encaixante são em sua maioria primárias e pseudo-secundárias. Predominam IF aquosas e bifásicas. Também ocorrem monofásicas, trifásicas saturadas ou multifásicas. O grau de preenchimento da fase líquida das IF bifásicas varia entre 0,7 e 0,9. a temperatura de fusão final do gelo (TF) na criolita de Zona Zero varia de -1oC a -3oC, na Zona A varia de -1oC a -20oC, com distribuição bimodal, 0oC a -12oC e inferiores a -16oC. Na zona B, a variação das TF é menos ampla, entre -1oC e -15oC com uma tendência da moda da TF de cada nível decrescer do topo em direção à base. As temperaturas de homogeneização total (TH) variam entre 100oC e 300oC, tem forte tendência vertical na Zona Zeroe refletem nas condições físico-químicas do fluido e não processos posteriores. Dois grupos de salinidade estão presentes, em torno de 5% peso eq. NaCl ( criolita não maclada e recristalização da criolita maclada) e outro acima de 10% peso eq. NaCl (criolita maclada). Nas zonas onde a recristalização destrói a criolita maclada, ocorrem aparentemente apenas as IF do grupo de baixa salinidade. A associação de IF, caracterizada pela ampla variação de salinidade e TH, com ausência de CO2, é característica de eventos pós-magmáticos. As relações entre o DCM e mineralização de Nb e Ta no seu entorno foram investigadas. O U-Pb-pirocloro magmático foi afetado por columbitização caracterizada, num estágio inicial, pela perda de Pb e enriquecimento em U e Nb, formando, sucessivamente, Pb-U-pirocloro e o U-pirocloro. O aumento da vacância do sítio A do pirocloro resultou em uma desestabilização e na formação de columbita, com assinaturas geoquímicas de Sn e U herdadas do pirocloro. No pirocloro, paralelamente ao empobrecimento em Pb, ocorreu o enriquecimento em Ca, F, Ce e Sn e empobrecimento em Fé. Na zona de transiçãoentre as subfácies albita granito de núcleo e de borda, ocorrem inversões nestas evoluções o que é interpretada como fruto da diminuição da atividade de flúor no fluido responsável pela columbitização. As relações espaciais entre a distribuição das variedades de pirocloro, columbita e o DCM mostram que a columbitização foi promovida pelo mesmo fluido responsável pela mineralização de criolita, cujo aporte ascendente ocorreu pela zona central do albita granito. Gradientes geoquímicos ligados à perda de F do fluido explicam as descontinuidades geoquímicas nos minerais estudados, assim como, provavelmente, algumas das diferenças entre as paragêneses das subfácies de núcleo e borda do albita granito. Os resultados fornecem importantes informações para a lavra e beneficiamento do minério de Nb e Ta. Os sistemas isotópicos Sm-Nd e 208Pb-207Pb foram utilizados como tentativa de estabelecer a idade e fontes do sistema albita granito - mineralização. Os resultados do primeiro sistema indicam fortes evidências de remobilização, com relações isotópicas entre Sm e Nd alteradas em algumas amostras, não permitindo definição de idades e de εNd. As idades TDM para rocha total em granitos albitizados indicam valores de 1586 Ma e 1529 Ma para as duas amostras que apresentaram resultados coerentes. Nessas amostras, os valores de εNd são de 2,8 e -0,5 calculados para uma idade U/Pb de 1830 Ma para o granito. Esses valores são compatíveis com sistemas gerados no manto, co participação subordinada de crosta continental. O sistema isotópico 208Pb-207Pb forneceu uma idade de 1686 Ma +110/-170 Ma e indicou o envolvimento de fontes mantélica, crustal profunda e crustal rasa. Dentro do erro, a idade obtida pode ser equivalente àquelas das demais fácies do granito Madeira ou ser correlacionável à da Suíte Intrusiva Abonari. Dados geológicos e geoquímicos demonstram a relação direta entre o albita granito e suas mineralizações e descartam, portanto a hipótese de superposição de diferentes eventos metalogenéticos no albita granito. Assim,se a idade mais jovem vier a ser comprovada, ela implicaria correlacionar o albita granito e a mineralização à Suíte Abonari. A distribuição das mineralizações nos corpos Madeira (F, Nb e Sn) e Água boa (Sn), permitem supor que F e Nb relacionam-se a uma mesma fonte, possivelmente mantélica, enquanto o Sn relacina-se a uma fonte crustal. A gênese da mineralização de criolita iniciou-se no estágio magmático (minério disseminado) a partir de um magma excepcionalmente rico em flúor, prosseguiu no estágio pegmatítico e teve seu ápice no estágio hidrotermal. Neste último, fluidos hidrotermais salinos residuais do albita granito, previamente desprovidos de CO2, ascendentes de suas patês inferiores formaram o DCM. Ao longo do processo, o sistema hidrotermal passou a ter um caráter convectivo, incorporando fluidos meteóricos reaquecidos em profundidade, implicando diluições parciais do fluido mineralizador, até a deposição da criolita branca, a mais tardia. / The cryolite ore is associated to the albite granite core facies of the Madeira granite at Pitinga Sn, Nb, Ta mine. In this peralkaline granite, disseminated cryolite is magmatic and hydrothermal. The magmatic paragenesis is characterized by inversions in the classical Bowen crystallization series due to high F contents in the magma. The cryolite massive deposit (CMD) has a mushroom form and is located at the apical granite zone. It is composed by several sub-horizontal bodies with 300 m diameter and until 30 m thick, distributed in two main cryolitic zones A and B with, respectively, 115 m and 150 m thickness. The paragenesis is cryolite (~85%) + quartz, + zircon, + kfeldspath, + galena, + gargarinite and + xenotime. Strong albitization and a pegmatite aureole presence testifie that the CMD zone was a preferential site for fluids circulation since the granite consolidation. The CMD was related to low temperature residual hydrothermal solutions ascending from deeper parts of the albite granite. These solutions distablelized primary minerals promoting cryolite deposition (CMD and disseminated ore) and pyrochlore columbitization and zircon enrichment at the wall rock. Later white cryolite and fluorite depositions are related to fluid dilution by meteoric water apport. Two new minerals were discovered in present work. Aqueous two-phase fluid inclusions (FI), mainly primary and pseudo-secondary, both in the cryolite, quartz and fluorite of the MCD, as well as in the disseminated hydrothermal quartz and the cryolite of the hosting rocks are the predominant types. There also onephase and saturated three-phase or multiphase inclusions. The liquid phase degree of filling of the two-phase FI varies between 0.7 and 0.9. The last ice melting temperature in the Zone Zero cryolite rangers from -1oC the -3oC, in the zone A it ranges from -1oC the -20oC, with a bimodal distribution, from 0oC the -12oC and below -16oC. In the Zone B, this ice melting distribution is narrower, between -1oC and -15oC with the mode of each level decreasing from the top to the base. The total homogenization temperatures (TH) vary between 100oC and 300oC and have a strong vertical trend in the Zone Zero reflecting changes in the fluid physical-chemical conditions instead of alternative process. There are two salinity groups, one around 5% wt. eq. NaCl related to the not twinned cryolite and another one above 10% wt. eq. NaCl in the twinned cryolite. The low salinity group occurs usually in the zones where the recrystallization seems to destroy the cryolite twin. Disseminated cryolite ore formation initiated in the magmatic phase from a fluorine-rich magma, continued in the pegmatitic phase and had its apex in the hydrothermal phase. During the latter, hydrothermal saline residual fluid from the albite granite, with no CO2, formed the MCD and enriched the previous disseminated ore. During this process, the hydrothermal system become convective, mixing with meteoric fluid heated in depth, provoking partial dilutions of the mineralized fluid. Rare earth elements and Y signatures from cryolite and albite granite are closely related. Albite granite is characterized by low LREE fractioning, HRRE enrichment and great negative Eu anomalies. Magmatic fluorite from border albite granite has RRE/Y and LRRE/HRRE > 1, as the albite granite, and Y (~1200 ppm) similar to granitic pegmatites. Magmatic cryolite is more enriched in RRE and Y. late disseminated cryolite is has higher LRRE and lower Y contents and was formed under same magmatic oxi-reduction conditions. The 3 DCM cryolite generations has lower negative Europium anomalies (more oxidizing environment); from nucleated cryolite to white cryolite, RRE and Y contents are progressively lower, and LRRE is enriched. The magmatic U-Pb-pyroclore was alterated by a fluid rich in fluorine. In an initial stage, Pb was lost and U and Nb were enriched resulting in Pb-U and Upyroclores. This process promote an increasing in site A vacancy and the pyroclore structure colappse and result in columbite formation. This mineral maintain the Sn and U geochemical signatures, that are inherited from pyroclore. The Pb impoverishment was followed by Ca, F, Ce and Sn relative enrichment and Fe impoverishment. These behavior change at the transition zone between the nucleus and border albite granite subfacies. It was interpreted as product of reduction on the fluorine activity, that promote the columbitization. Spatial relationships among piroclore varieties and columbite distribution and Cryolite Massive Deposit permited verify that the columbitization process was promoted by the cryolite mineralizing fluid. Gradients linked to F on this fluid probably explains the geochemical discontinuities in the studied minerals, as well as some differences among the nucleus and border albite granite subfacies. Some implications on Nb/Ta mining and recovering are also discussed. Sm-Nd and 208Pb-207Pb sistematic were applied for dating and surce identification for the albite granite and mineralization. Firs system indicates strong RRE remobilization. TDM ages for albitized granites are 1586 My and 1529 My for two samples with coherent results. These samples have εNd 2,8 and -0,5, calculated for 1830 Ma (U/Pb age). The values indicated mantle systems with minour continental crust participation. The 208Pb-207Pb indicate 1868 My + 110/-170 My and source contributions for mantle, deep crust and shallow crust. The age could be related to older granite Madeira facies as to Abonari Intrusive Suite Granite Madeira or be related a Intrusive Suite Abonari. Second possibility needs furthermore works to be confirmed. F and Nb are related to a mantle source. Sn is related to a crustal source.

Na mina Pitinga, o minério primário ocorre associado á fácies albita granito do Granito Madeira . Trata-se de uma jazida de Sn de classe mundial, com Nb, Ta e criolita (co-produtos) e Zr, ETR, Y, Li e U (possíveis subprodutos). O minério de criolita ocorre nas subfacíes albita granito de núcleo (AGN) nas formas disseminada (150Mt, teor de 4,2% de Na3AlF6) e de um depósito criolítico maciço DCM (10Mt, teor de 32% de Na3AlF6). A criolita disseminada pertence a duas gerações, ambas quase isótropas e raramente macladas. A criolita magmática ocorre como inclusões em fenocristais de quartzo ou na matriz como cristais subédricos a arredondados, freqüentemente associados com o zircão precoce com o qual encontra-se em equilíbrio (Fig. 18g). a criolita tardia forma agregados irregulares de granulação média a grossa, com zircão + cassiterita + torita + polilitionita + opacos + riebeckita), forma auréolas em zircão e pirocloro com coroas de reação, ou associa-se com mica e/ou zircão em fissuras. Os cristais de criolita podem apresentar micro fissuras preenchidas por thonsenolita e prosopita. O DCM ocorre em sub-superfície. Assemelha-se a um cogumelo lenticular instalado na zona apical, ao longo do eixo central vertical do AGN. É formado por corpos sub-horizontais (+ veios stockworks) de criolita com extensão de até 300m e espessura dr até 30m, com intercalações do AGN. Os corpos se concentram nas Zonas Criolíticas A (superior) e B (inferior), com 115 e 150 m de espessura, respectivamente. Uma terceira zona (Zona Zero), mais superficial, foi parcialmente erodida. São constituídos por criolita (~85% p. vol.) + quartzo + zircão + k-feldspato + galena + gagarinita + xenotímio. A criolita é maclada e pertence a três gerações: nucleada (precoce), caramelo e branca (tardia). Na parte superior do DCM, ocorrem criolita caramelo e nucleada (subordinada). Nos corpos intermediários, criolita caramelo e nucleada ocorrem em iguais proporções. Na parte inferior, predomina a criolita nucleada, a criolita carameo é mais clara e somente aqui, ocorre a criolita branca. Na base da ZCB ocorrem alguns corpos constituídos aparentemente só por criolita branca, com prossança de até 2,20m. em alguns destes corpos, ocorre a fluorita associada e a encaixante é fortemente alterada. Dois novos minerais (waimirita e atroarita) foram descobertos no presente trabalho. As assinaturas dos ETR e Y relacionam, em termos evolutivos e metalogenéticos, a mineralização criolítica e o albita granito. Este, em relação ás demais fácies do Granito Madeira, tem conteúdos de ETR caracterizados por menor fracionamento dos ETRL, enriquecimento relativo em ETRP e anomalias de európio mais intensas. A fluorita magmática (AGB) te razões ETR/Y e ETRL/ETRP ≥ 1 semelhante ao albita granito, e concentração de Y (~ 1.200 ppm) compatível com as de ocorrências associadas a pegmatitos graníticos. Comparativamente à fluorita, a criolita magmática (AGN) é bem mais enriquecida em ETRP e Y. A criolita disseminada tardia é caracterizada por enriquecimento em ETRL e empobrecimento em Y. formou-se em condições de oxi-redução semelhantes às do ambiente magmático. As três gerações de criolita do DCM tem anomalia negativa e Eu manos intensa do que a criolita disseminada (ambianete de formação mais oxidante); da crilita nucleada para a branca ocorrem menores concentrações de Y e ETR e enriquecimento relativo em ETRL. As inclusões fluidas na criolita e quartzo do DCM e da paragênese hidrotermal disseminada na encaixante são em sua maioria primárias e pseudo-secundárias. Predominam IF aquosas e bifásicas. Também ocorrem monofásicas, trifásicas saturadas ou multifásicas. O grau de preenchimento da fase líquida das IF bifásicas varia entre 0,7 e 0,9. a temperatura de fusão final do gelo (TF) na criolita de Zona Zero varia de -1oC a -3oC, na Zona A varia de -1oC a -20oC, com distribuição bimodal, 0oC a -12oC e inferiores a -16oC. Na zona B, a variação das TF é menos ampla, entre -1oC e -15oC com uma tendência da moda da TF de cada nível decrescer do topo em direção à base. As temperaturas de homogeneização total (TH) variam entre 100oC e 300oC, tem forte tendência vertical na Zona Zeroe refletem nas condições físico-químicas do fluido e não processos posteriores. Dois grupos de salinidade estão presentes, em torno de 5% peso eq. NaCl ( criolita não maclada e recristalização da criolita maclada) e outro acima de 10% peso eq. NaCl (criolita maclada). Nas zonas onde a recristalização destrói a criolita maclada, ocorrem aparentemente apenas as IF do grupo de baixa salinidade. A associação de IF, caracterizada pela ampla variação de salinidade e TH, com ausência de CO2, é característica de eventos pós-magmáticos. As relações entre o DCM e mineralização de Nb e Ta no seu entorno foram investigadas. O U-Pb-pirocloro magmático foi afetado por columbitização caracterizada, num estágio inicial, pela perda de Pb e enriquecimento em U e Nb, formando, sucessivamente, Pb-U-pirocloro e o U-pirocloro. O aumento da vacância do sítio A do pirocloro resultou em uma desestabilização e na formação de columbita, com assinaturas geoquímicas de Sn e U herdadas do pirocloro. No pirocloro, paralelamente ao empobrecimento em Pb, ocorreu o enriquecimento em Ca, F, Ce e Sn e empobrecimento em Fé. Na zona de transiçãoentre as subfácies albita granito de núcleo e de borda, ocorrem inversões nestas evoluções o que é interpretada como fruto da diminuição da atividade de flúor no fluido responsável pela columbitização. As relações espaciais entre a distribuição das variedades de pirocloro, columbita e o DCM mostram que a columbitização foi promovida pelo mesmo fluido responsável pela mineralização de criolita, cujo aporte ascendente ocorreu pela zona central do albita granito. Gradientes geoquímicos ligados à perda de F do fluido explicam as descontinuidades geoquímicas nos minerais estudados, assim como, provavelmente, algumas das diferenças entre as paragêneses das subfácies de núcleo e borda do albita granito. Os resultados fornecem importantes informações para a lavra e beneficiamento do minério de Nb e Ta. Os sistemas isotópicos Sm-Nd e 208Pb-207Pb foram utilizados como tentativa de estabelecer a idade e fontes do sistema albita granito - mineralização. Os resultados do primeiro sistema indicam fortes evidências de remobilização, com relações isotópicas entre Sm e Nd alteradas em algumas amostras, não permitindo definição de idades e de εNd. As idades TDM para rocha total em granitos albitizados indicam valores de 1586 Ma e 1529 Ma para as duas amostras que apresentaram resultados coerentes. Nessas amostras, os valores de εNd são de 2,8 e -0,5 calculados para uma idade U/Pb de 1830 Ma para o granito. Esses valores são compatíveis com sistemas gerados no manto, co participação subordinada de crosta continental. O sistema isotópico 208Pb-207Pb forneceu uma idade de 1686 Ma +110/-170 Ma e indicou o envolvimento de fontes mantélica, crustal profunda e crustal rasa. Dentro do erro, a idade obtida pode ser equivalente àquelas das demais fácies do granito Madeira ou ser correlacionável à da Suíte Intrusiva Abonari. Dados geológicos e geoquímicos demonstram a relação direta entre o albita granito e suas mineralizações e descartam, portanto a hipótese de superposição de diferentes eventos metalogenéticos no albita granito. Assim,se a idade mais jovem vier a ser comprovada, ela implicaria correlacionar o albita granito e a mineralização à Suíte Abonari. A distribuição das mineralizações nos corpos Madeira (F, Nb e Sn) e Água boa (Sn), permitem supor que F e Nb relacionam-se a uma mesma fonte, possivelmente mantélica, enquanto o Sn relacina-se a uma fonte crustal. A gênese da mineralização de criolita iniciou-se no estágio magmático (minério disseminado) a partir de um magma excepcionalmente rico em flúor, prosseguiu no estágio pegmatítico e teve seu ápice no estágio hidrotermal. Neste último, fluidos hidrotermais salinos residuais do albita granito, previamente desprovidos de CO2, ascendentes de suas patês inferiores formaram o DCM. Ao longo do processo, o sistema hidrotermal passou a ter um caráter convectivo, incorporando fluidos meteóricos reaquecidos em profundidade, implicando diluições parciais do fluido mineralizador, até a deposição da criolita branca, a mais tardia. / The cryolite ore is associated to the albite granite core facies of the Madeira granite at Pitinga Sn, Nb, Ta mine. In this peralkaline granite, disseminated cryolite is magmatic and hydrothermal. The magmatic paragenesis is characterized by inversions in the classical Bowen crystallization series due to high F contents in the magma. The cryolite massive deposit (CMD) has a mushroom form and is located at the apical granite zone. It is composed by several sub-horizontal bodies with 300 m diameter and until 30 m thick, distributed in two main cryolitic zones A and B with, respectively, 115 m and 150 m thickness. The paragenesis is cryolite (~85%) + quartz, + zircon, + kfeldspath, + galena, + gargarinite and + xenotime. Strong albitization and a pegmatite aureole presence testifie that the CMD zone was a preferential site for fluids circulation since the granite consolidation. The CMD was related to low temperature residual hydrothermal solutions ascending from deeper parts of the albite granite. These solutions distablelized primary minerals promoting cryolite deposition (CMD and disseminated ore) and pyrochlore columbitization and zircon enrichment at the wall rock. Later white cryolite and fluorite depositions are related to fluid dilution by meteoric water apport. Two new minerals were discovered in present work. Aqueous two-phase fluid inclusions (FI), mainly primary and pseudo-secondary, both in the cryolite, quartz and fluorite of the MCD, as well as in the disseminated hydrothermal quartz and the cryolite of the hosting rocks are the predominant types. There also onephase and saturated three-phase or multiphase inclusions. The liquid phase degree of filling of the two-phase FI varies between 0.7 and 0.9. The last ice melting temperature in the Zone Zero cryolite rangers from -1oC the -3oC, in the zone A it ranges from -1oC the -20oC, with a bimodal distribution, from 0oC the -12oC and below -16oC. In the Zone B, this ice melting distribution is narrower, between -1oC and -15oC with the mode of each level decreasing from the top to the base. The total homogenization temperatures (TH) vary between 100oC and 300oC and have a strong vertical trend in the Zone Zero reflecting changes in the fluid physical-chemical conditions instead of alternative process. There are two salinity groups, one around 5% wt. eq. NaCl related to the not twinned cryolite and another one above 10% wt. eq. NaCl in the twinned cryolite. The low salinity group occurs usually in the zones where the recrystallization seems to destroy the cryolite twin. Disseminated cryolite ore formation initiated in the magmatic phase from a fluorine-rich magma, continued in the pegmatitic phase and had its apex in the hydrothermal phase. During the latter, hydrothermal saline residual fluid from the albite granite, with no CO2, formed the MCD and enriched the previous disseminated ore. During this process, the hydrothermal system become convective, mixing with meteoric fluid heated in depth, provoking partial dilutions of the mineralized fluid. Rare earth elements and Y signatures from cryolite and albite granite are closely related. Albite granite is characterized by low LREE fractioning, HRRE enrichment and great negative Eu anomalies. Magmatic fluorite from border albite granite has RRE/Y and LRRE/HRRE > 1, as the albite granite, and Y (~1200 ppm) similar to granitic pegmatites. Magmatic cryolite is more enriched in RRE and Y. late disseminated cryolite is has higher LRRE and lower Y contents and was formed under same magmatic oxi-reduction conditions. The 3 DCM cryolite generations has lower negative Europium anomalies (more oxidizing environment); from nucleated cryolite to white cryolite, RRE and Y contents are progressively lower, and LRRE is enriched. The magmatic U-Pb-pyroclore was alterated by a fluid rich in fluorine. In an initial stage, Pb was lost and U and Nb were enriched resulting in Pb-U and Upyroclores. This process promote an increasing in site A vacancy and the pyroclore structure colappse and result in columbite formation. This mineral maintain the Sn and U geochemical signatures, that are inherited from pyroclore. The Pb impoverishment was followed by Ca, F, Ce and Sn relative enrichment and Fe impoverishment. These behavior change at the transition zone between the nucleus and border albite granite subfacies. It was interpreted as product of reduction on the fluorine activity, that promote the columbitization. Spatial relationships among piroclore varieties and columbite distribution and Cryolite Massive Deposit permited verify that the columbitization process was promoted by the cryolite mineralizing fluid. Gradients linked to F on this fluid probably explains the geochemical discontinuities in the studied minerals, as well as some differences among the nucleus and border albite granite subfacies. Some implications on Nb/Ta mining and recovering are also discussed. Sm-Nd and 208Pb-207Pb sistematic were applied for dating and surce identification for the albite granite and mineralization. Firs system indicates strong RRE remobilization. TDM ages for albitized granites are 1586 My and 1529 My for two samples with coherent results. These samples have εNd 2,8 and -0,5, calculated for 1830 Ma (U/Pb age). The values indicated mantle systems with minour continental crust participation. The 208Pb-207Pb indicate 1868 My + 110/-170 My and source contributions for mantle, deep crust and shallow crust. The age could be related to older granite Madeira facies as to Abonari Intrusive Suite Granite Madeira or be related a Intrusive Suite Abonari. Second possibility needs furthermore works to be confirmed. F and Nb are related to a mantle source. Sn is related to a crustal source.

Na mina Pitinga, o minério primário ocorre associado á fácies albita granito do Granito Madeira . Trata-se de uma jazida de Sn de classe mundial, com Nb, Ta e criolita (co-produtos) e Zr, ETR, Y, Li e U (possíveis subprodutos). O minério de criolita ocorre nas subfacíes albita granito de núcleo (AGN) nas formas disseminada (150Mt, teor de 4,2% de Na3AlF6) e de um depósito criolítico maciço DCM (10Mt, teor de 32% de Na3AlF6). A criolita disseminada pertence a duas gerações, ambas quase isótropas e raramente macladas. A criolita magmática ocorre como inclusões em fenocristais de quartzo ou na matriz como cristais subédricos a arredondados, freqüentemente associados com o zircão precoce com o qual encontra-se em equilíbrio (Fig. 18g). a criolita tardia forma agregados irregulares de granulação média a grossa, com zircão + cassiterita + torita + polilitionita + opacos + riebeckita), forma auréolas em zircão e pirocloro com coroas de reação, ou associa-se com mica e/ou zircão em fissuras. Os cristais de criolita podem apresentar micro fissuras preenchidas por thonsenolita e prosopita. O DCM ocorre em sub-superfície. Assemelha-se a um cogumelo lenticular instalado na zona apical, ao longo do eixo central vertical do AGN. É formado por corpos sub-horizontais (+ veios stockworks) de criolita com extensão de até 300m e espessura dr até 30m, com intercalações do AGN. Os corpos se concentram nas Zonas Criolíticas A (superior) e B (inferior), com 115 e 150 m de espessura, respectivamente. Uma terceira zona (Zona Zero), mais superficial, foi parcialmente erodida. São constituídos por criolita (~85% p. vol.) + quartzo + zircão + k-feldspato + galena + gagarinita + xenotímio. A criolita é maclada e pertence a três gerações: nucleada (precoce), caramelo e branca (tardia). Na parte superior do DCM, ocorrem criolita caramelo e nucleada (subordinada). Nos corpos intermediários, criolita caramelo e nucleada ocorrem em iguais proporções. Na parte inferior, predomina a criolita nucleada, a criolita carameo é mais clara e somente aqui, ocorre a criolita branca. Na base da ZCB ocorrem alguns corpos constituídos aparentemente só por criolita branca, com prossança de até 2,20m. em alguns destes corpos, ocorre a fluorita associada e a encaixante é fortemente alterada. Dois novos minerais (waimirita e atroarita) foram descobertos no presente trabalho. As assinaturas dos ETR e Y relacionam, em termos evolutivos e metalogenéticos, a mineralização criolítica e o albita granito. Este, em relação ás demais fácies do Granito Madeira, tem conteúdos de ETR caracterizados por menor fracionamento dos ETRL, enriquecimento relativo em ETRP e anomalias de európio mais intensas. A fluorita magmática (AGB) te razões ETR/Y e ETRL/ETRP ≥ 1 semelhante ao albita granito, e concentração de Y (~ 1.200 ppm) compatível com as de ocorrências associadas a pegmatitos graníticos. Comparativamente à fluorita, a criolita magmática (AGN) é bem mais enriquecida em ETRP e Y. A criolita disseminada tardia é caracterizada por enriquecimento em ETRL e empobrecimento em Y. formou-se em condições de oxi-redução semelhantes às do ambiente magmático. As três gerações de criolita do DCM tem anomalia negativa e Eu manos intensa do que a criolita disseminada (ambianete de formação mais oxidante); da crilita nucleada para a branca ocorrem menores concentrações de Y e ETR e enriquecimento relativo em ETRL. As inclusões fluidas na criolita e quartzo do DCM e da paragênese hidrotermal disseminada na encaixante são em sua maioria primárias e pseudo-secundárias. Predominam IF aquosas e bifásicas. Também ocorrem monofásicas, trifásicas saturadas ou multifásicas. O grau de preenchimento da fase líquida das IF bifásicas varia entre 0,7 e 0,9. a temperatura de fusão final do gelo (TF) na criolita de Zona Zero varia de -1oC a -3oC, na Zona A varia de -1oC a -20oC, com distribuição bimodal, 0oC a -12oC e inferiores a -16oC. Na zona B, a variação das TF é menos ampla, entre -1oC e -15oC com uma tendência da moda da TF de cada nível decrescer do topo em direção à base. As temperaturas de homogeneização total (TH) variam entre 100oC e 300oC, tem forte tendência vertical na Zona Zeroe refletem nas condições físico-químicas do fluido e não processos posteriores. Dois grupos de salinidade estão presentes, em torno de 5% peso eq. NaCl ( criolita não maclada e recristalização da criolita maclada) e outro acima de 10% peso eq. NaCl (criolita maclada). Nas zonas onde a recristalização destrói a criolita maclada, ocorrem aparentemente apenas as IF do grupo de baixa salinidade. A associação de IF, caracterizada pela ampla variação de salinidade e TH, com ausência de CO2, é característica de eventos pós-magmáticos. As relações entre o DCM e mineralização de Nb e Ta no seu entorno foram investigadas. O U-Pb-pirocloro magmático foi afetado por columbitização caracterizada, num estágio inicial, pela perda de Pb e enriquecimento em U e Nb, formando, sucessivamente, Pb-U-pirocloro e o U-pirocloro. O aumento da vacância do sítio A do pirocloro resultou em uma desestabilização e na formação de columbita, com assinaturas geoquímicas de Sn e U herdadas do pirocloro. No pirocloro, paralelamente ao empobrecimento em Pb, ocorreu o enriquecimento em Ca, F, Ce e Sn e empobrecimento em Fé. Na zona de transiçãoentre as subfácies albita granito de núcleo e de borda, ocorrem inversões nestas evoluções o que é interpretada como fruto da diminuição da atividade de flúor no fluido responsável pela columbitização. As relações espaciais entre a distribuição das variedades de pirocloro, columbita e o DCM mostram que a columbitização foi promovida pelo mesmo fluido responsável pela mineralização de criolita, cujo aporte ascendente ocorreu pela zona central do albita granito. Gradientes geoquímicos ligados à perda de F do fluido explicam as descontinuidades geoquímicas nos minerais estudados, assim como, provavelmente, algumas das diferenças entre as paragêneses das subfácies de núcleo e borda do albita granito. Os resultados fornecem importantes informações para a lavra e beneficiamento do minério de Nb e Ta. Os sistemas isotópicos Sm-Nd e 208Pb-207Pb foram utilizados como tentativa de estabelecer a idade e fontes do sistema albita granito - mineralização. Os resultados do primeiro sistema indicam fortes evidências de remobilização, com relações isotópicas entre Sm e Nd alteradas em algumas amostras, não permitindo definição de idades e de εNd. As idades TDM para rocha total em granitos albitizados indicam valores de 1586 Ma e 1529 Ma para as duas amostras que apresentaram resultados coerentes. Nessas amostras, os valores de εNd são de 2,8 e -0,5 calculados para uma idade U/Pb de 1830 Ma para o granito. Esses valores são compatíveis com sistemas gerados no manto, co participação subordinada de crosta continental. O sistema isotópico 208Pb-207Pb forneceu uma idade de 1686 Ma +110/-170 Ma e indicou o envolvimento de fontes mantélica, crustal profunda e crustal rasa. Dentro do erro, a idade obtida pode ser equivalente àquelas das demais fácies do granito Madeira ou ser correlacionável à da Suíte Intrusiva Abonari. Dados geológicos e geoquímicos demonstram a relação direta entre o albita granito e suas mineralizações e descartam, portanto a hipótese de superposição de diferentes eventos metalogenéticos no albita granito. Assim,se a idade mais jovem vier a ser comprovada, ela implicaria correlacionar o albita granito e a mineralização à Suíte Abonari. A distribuição das mineralizações nos corpos Madeira (F, Nb e Sn) e Água boa (Sn), permitem supor que F e Nb relacionam-se a uma mesma fonte, possivelmente mantélica, enquanto o Sn relacina-se a uma fonte crustal. A gênese da mineralização de criolita iniciou-se no estágio magmático (minério disseminado) a partir de um magma excepcionalmente rico em flúor, prosseguiu no estágio pegmatítico e teve seu ápice no estágio hidrotermal. Neste último, fluidos hidrotermais salinos residuais do albita granito, previamente desprovidos de CO2, ascendentes de suas patês inferiores formaram o DCM. Ao longo do processo, o sistema hidrotermal passou a ter um caráter convectivo, incorporando fluidos meteóricos reaquecidos em profundidade, implicando diluições parciais do fluido mineralizador, até a deposição da criolita branca, a mais tardia. / The cryolite ore is associated to the albite granite core facies of the Madeira granite at Pitinga Sn, Nb, Ta mine. In this peralkaline granite, disseminated cryolite is magmatic and hydrothermal. The magmatic paragenesis is characterized by inversions in the classical Bowen crystallization series due to high F contents in the magma. The cryolite massive deposit (CMD) has a mushroom form and is located at the apical granite zone. It is composed by several sub-horizontal bodies with 300 m diameter and until 30 m thick, distributed in two main cryolitic zones A and B with, respectively, 115 m and 150 m thickness. The paragenesis is cryolite (~85%) + quartz, + zircon, + kfeldspath, + galena, + gargarinite and + xenotime. Strong albitization and a pegmatite aureole presence testifie that the CMD zone was a preferential site for fluids circulation since the granite consolidation. The CMD was related to low temperature residual hydrothermal solutions ascending from deeper parts of the albite granite. These solutions distablelized primary minerals promoting cryolite deposition (CMD and disseminated ore) and pyrochlore columbitization and zircon enrichment at the wall rock. Later white cryolite and fluorite depositions are related to fluid dilution by meteoric water apport. Two new minerals were discovered in present work. Aqueous two-phase fluid inclusions (FI), mainly primary and pseudo-secondary, both in the cryolite, quartz and fluorite of the MCD, as well as in the disseminated hydrothermal quartz and the cryolite of the hosting rocks are the predominant types. There also onephase and saturated three-phase or multiphase inclusions. The liquid phase degree of filling of the two-phase FI varies between 0.7 and 0.9. The last ice melting temperature in the Zone Zero cryolite rangers from -1oC the -3oC, in the zone A it ranges from -1oC the -20oC, with a bimodal distribution, from 0oC the -12oC and below -16oC. In the Zone B, this ice melting distribution is narrower, between -1oC and -15oC with the mode of each level decreasing from the top to the base. The total homogenization temperatures (TH) vary between 100oC and 300oC and have a strong vertical trend in the Zone Zero reflecting changes in the fluid physical-chemical conditions instead of alternative process. There are two salinity groups, one around 5% wt. eq. NaCl related to the not twinned cryolite and another one above 10% wt. eq. NaCl in the twinned cryolite. The low salinity group occurs usually in the zones where the recrystallization seems to destroy the cryolite twin. Disseminated cryolite ore formation initiated in the magmatic phase from a fluorine-rich magma, continued in the pegmatitic phase and had its apex in the hydrothermal phase. During the latter, hydrothermal saline residual fluid from the albite granite, with no CO2, formed the MCD and enriched the previous disseminated ore. During this process, the hydrothermal system become convective, mixing with meteoric fluid heated in depth, provoking partial dilutions of the mineralized fluid. Rare earth elements and Y signatures from cryolite and albite granite are closely related. Albite granite is characterized by low LREE fractioning, HRRE enrichment and great negative Eu anomalies. Magmatic fluorite from border albite granite has RRE/Y and LRRE/HRRE > 1, as the albite granite, and Y (~1200 ppm) similar to granitic pegmatites. Magmatic cryolite is more enriched in RRE and Y. late disseminated cryolite is has higher LRRE and lower Y contents and was formed under same magmatic oxi-reduction conditions. The 3 DCM cryolite generations has lower negative Europium anomalies (more oxidizing environment); from nucleated cryolite to white cryolite, RRE and Y contents are progressively lower, and LRRE is enriched. The magmatic U-Pb-pyroclore was alterated by a fluid rich in fluorine. In an initial stage, Pb was lost and U and Nb were enriched resulting in Pb-U and Upyroclores. This process promote an increasing in site A vacancy and the pyroclore structure colappse and result in columbite formation. This mineral maintain the Sn and U geochemical signatures, that are inherited from pyroclore. The Pb impoverishment was followed by Ca, F, Ce and Sn relative enrichment and Fe impoverishment. These behavior change at the transition zone between the nucleus and border albite granite subfacies. It was interpreted as product of reduction on the fluorine activity, that promote the columbitization. Spatial relationships among piroclore varieties and columbite distribution and Cryolite Massive Deposit permited verify that the columbitization process was promoted by the cryolite mineralizing fluid. Gradients linked to F on this fluid probably explains the geochemical discontinuities in the studied minerals, as well as some differences among the nucleus and border albite granite subfacies. Some implications on Nb/Ta mining and recovering are also discussed. Sm-Nd and 208Pb-207Pb sistematic were applied for dating and surce identification for the albite granite and mineralization. Firs system indicates strong RRE remobilization. TDM ages for albitized granites are 1586 My and 1529 My for two samples with coherent results. These samples have εNd 2,8 and -0,5, calculated for 1830 Ma (U/Pb age). The values indicated mantle systems with minour continental crust participation. The 208Pb-207Pb indicate 1868 My + 110/-170 My and source contributions for mantle, deep crust and shallow crust. The age could be related to older granite Madeira facies as to Abonari Intrusive Suite Granite Madeira or be related a Intrusive Suite Abonari. Second possibility needs furthermore works to be confirmed. F and Nb are related to a mantle source. Sn is related to a crustal source.

O período de 2,0 à 1,88 Ga é marcado por um intenso magmatismo de afinidade cálcio-alcalina, com significativa relevância metalogenética na porção sul do Cráton Amazonas, mais precisamente na Província Mineral do Tapajós (PMT). Na concepção mais clássica esse magmatismo seria o resutado das orogenias ocorridas entre 2,10 e 1,87 responsáveis pela coalescência da Província Tapajós-Parima à Amazônia Central, com a formação dos arcos magmáticos Cuiú-Cuiú, Creporizão, Tropas e Parauari. Outra proposta evolutiva sugere que esses arcos magmáticos estariam edificados em crosta arqueana e sua formação estaria associada a um regime tectônico singular, variando de levemente extensional a levemente compressivo. A importância metalogenética desse magmatismo fica evidente quando se considera o período de 1,97-1,88 Ga, no qual estão inseridas diversas ocorrências minerais de afinidade magmático-hidrotermal, destacando-se sistemas epitermais high-sulfidation associados à litotipos vulcânicos atribuídos ao evento Uatumã, epitermais low-sulfidation com adulária e depósitos do tipo pórfiro (Cu-Mo-Au). A Vila do Patrocínio, que é marcada pela presença de diversos garimpos produtores de ouro e está localizada na porção central da PMT, se encaixa nesse contexto. Na região dominam sieno- e monzogranitos com monzonitos, sienitos, pórfiros e granodioritos subordinados. As características geoquímicas sugerem que granodioritos, granitos, monzonitos e pórfiros seguem trends evolutivos similares e são compatíveis com magmatismo sin-tectônico. Para os sienitos essas análises mostram um trend evolutivo ligeiramente distinto, sugestivo de situações tardi- a pós-tectônicas. As análises geocronológicas mostram que granodioritos, 1994,3 ±8,8 Ma, são as rochas mais antigas da região e o fato de serem magnéticos e apresentarem biotita e anfibólio primários sugerem fO2 e teores de água compatíveis com os observados em rochas de arco magmático. Os valores de \'\'épsilon\' IND.Nd(T) de -8,43 e idade modelo \'T IND.DM\' de 2952 Ma corroboram com a existência de embasamento arqueano na PMT. Os monzonitos porfiríticos ocorrem na sequência e forneceram idade de 1970,4 ±7,7 Ma. Esses litotipos são marcados pela intensa alteração hidrotermal (cloritização, sericitização e carbonatização) e pela associação pirrotita-pirita ±ouro, indicativa de ambientes reduzidos, com fO2 \'<OU=\'FMQ, e afinidades metalogenéticas com depósitos do tipo pórfiro reduzido. O pórfiro grandiorítico, datado em 1966,2 ±2,9 Ma ocorre na sequência e apresenta intercrescimento granofírico, sugestivo de intrusão rasa. Ocorre alteração potássica fissural, porém não mineralizada. Os monzogranitos revelaram idades de 1958,5 ±3,4 Ma e são as rochas mais importantes do ponto de vista da mineralização, que ocorre preferencialmente nos trechos onde a rocha se encontra afetada por alteração potássica forte. Nesses casos o ouro se associa a veios e vênulas de quartzo-pirita. Análises com o par MEV-EDS mostraram o amplo domínio de pirita na região, sendo as inclusões mais comuns calcopirita fraturada e arredondada, Pbbismutinita e ouro. A ausência de pirrotita nesses litotipos e a presença de calcopirita em veios tardios com clorita sugere a oxidação do sistema, atingindo fO2 compatíveis com os dos depósitos do tipo pórfiro (\'>OU=\' FMQ+2), apontando para a mudança no caráter geoquímico dos fluidos. Os sienitos datados em 1954,9 ±4,2 Ma marcam essa migração e sugerem a maturidade do arco. A consolidação dos dados aponta para a existência, inicialmente, de um sistema do tipo pórfiro com características reduzidas e reforçam o modelo genético regional de sistemas magmático-hidrotermais relacionados à arco magmático na PMT. A evolução e maturidade do arco ficam evidenciadas por mudanças geoquímicas, petrológicas e metalogenéticas no magmatismo, que passa a apresentar características tardi- e póstectônicas. / From 2.0 to 1.88 Ga the southern portion of the Amazon Craton, more precisely the Tapajós Mineral Province (TMP), was affected by an expressive magmatism of calc-alkaline affinity and important metallogenetic relevance. According to the classic model this magmatism is the result of the orogenic events that took place between 2.10 and 1.87 Ga which are responsible for the tectonic coalescence of the Tapajós-Parima and the Central Amazonian tectonic provinces, resulting on the formation of the Cuiú-Cuiú, Creporizão, Tropas and Parauari magmatic arcs. An alternative model suggests the existence of archean basement rocks for the magmatic arc whose formation would be related to an unique tectonic regime, varying from slightly compressive to slightly extensive. The metallogenetic importance of this magmatism is evident on the interval of 1.97-1.88 Ga, on which many mineral occurrences of magmatic-hydrothermal affinity have been recognized, with emphasis on high-sulfidation epithermal systems related to the volcanic rocks of the Uatumã event, low-sulfidation epithermal systems with adularia and porphyry (Cu-Mo-Au) deposits. The Patrocínio Village, located on the central portion of the TMP, is inserted on this context. The area is dominated by syeno- and monzogranites with subordinated monzonites, syenites, porphyry and granodiorites. Geochemical characteristics indicate similar evolutionary trends for the granodiorites, granites, monzonites and porphyry, all compatible with syn-collisional magmatism. The syenites, however, present a distinct evolutionary pattern, indicating late- to post-collisional settings. The geochronology data show that the granodiorites, 1994,3 ±8,8 Ma, are the country rocks on the region and its high magnetism and primary mineralogy, with biotite and amphibole, suggests fO2 and water contents compatible with magmatic arc rocks. The \'\'épsilon\' IND.Nd(T)\' values of -8,43 and \'T IND.DM\' model ages of 2952 Ma indicates the presence of archean basement rocks on the TMP. The porphyritic monzonites, 1970,4 ±7,7 Ma, are characterized by the intense hydrothermal alteration (with formation of chlorite, sericite and carbonate) and by the mineral assemblage pyrrhotite-pyrite ±gold, suggesting reduced environment with fO2 \'<OU=\'FMQ and metallogenetic affinity with reduced porphyry systems. The granodioritic porphyry, 1966,2 ±2,9 Ma, is marked by the granophyric texture indicating shallow depths for the emplacement. Barren fissural potassic alteration commonly affects this lithotype. The monzogranites, 1958,5 ±3,4 Ma, are the most important rocks from the mineralization point of view, which occur preferentially on the intervals where the rock is affected by strong potassic alteration. On these cases gold is hosted on quartz-pyrite veins and veinlets. Analysis with SEM-EDS showed the vast domain of pyrite on the region, with rounded and fractured chalcopyrite, Pb-bismuthinite and gold as common inclusions. The absence of pyrrhotite on these lithotypes and the presence of chalcopyrite with chlorite on late veins indicates the oxidation of the system, achieving fO2 compatible with porphyry type deposits (\'>OU=\' FMQ+2), pointing towards a change on the geochemical characteristic of the fluids. The syenites, of 1954,9 ±4,2 Ma, mark this change and attests to the maturity of the magmatic arc. The consolidation of the results are suggestive of the existence of, primarily, a reduced porphyry system genetically related to the monzonites, reinforcing the genetic regional model of arc-related magmatic-hydrothermal systems on the TMP. Arc evolution and maturity are evidenced by geochemical, petrological and metallogenetic changes on the magmatism, that migrates toward late- to post-tectonic environments.

O período de 2,0 à 1,88 Ga é marcado por um intenso magmatismo de afinidade cálcio-alcalina, com significativa relevância metalogenética na porção sul do Cráton Amazonas, mais precisamente na Província Mineral do Tapajós (PMT). Na concepção mais clássica esse magmatismo seria o resutado das orogenias ocorridas entre 2,10 e 1,87 responsáveis pela coalescência da Província Tapajós-Parima à Amazônia Central, com a formação dos arcos magmáticos Cuiú-Cuiú, Creporizão, Tropas e Parauari. Outra proposta evolutiva sugere que esses arcos magmáticos estariam edificados em crosta arqueana e sua formação estaria associada a um regime tectônico singular, variando de levemente extensional a levemente compressivo. A importância metalogenética desse magmatismo fica evidente quando se considera o período de 1,97-1,88 Ga, no qual estão inseridas diversas ocorrências minerais de afinidade magmático-hidrotermal, destacando-se sistemas epitermais high-sulfidation associados à litotipos vulcânicos atribuídos ao evento Uatumã, epitermais low-sulfidation com adulária e depósitos do tipo pórfiro (Cu-Mo-Au). A Vila do Patrocínio, que é marcada pela presença de diversos garimpos produtores de ouro e está localizada na porção central da PMT, se encaixa nesse contexto. Na região dominam sieno- e monzogranitos com monzonitos, sienitos, pórfiros e granodioritos subordinados. As características geoquímicas sugerem que granodioritos, granitos, monzonitos e pórfiros seguem trends evolutivos similares e são compatíveis com magmatismo sin-tectônico. Para os sienitos essas análises mostram um trend evolutivo ligeiramente distinto, sugestivo de situações tardi- a pós-tectônicas. As análises geocronológicas mostram que granodioritos, 1994,3 ±8,8 Ma, são as rochas mais antigas da região e o fato de serem magnéticos e apresentarem biotita e anfibólio primários sugerem fO2 e teores de água compatíveis com os observados em rochas de arco magmático. Os valores de \'\'épsilon\' IND.Nd(T) de -8,43 e idade modelo \'T IND.DM\' de 2952 Ma corroboram com a existência de embasamento arqueano na PMT. Os monzonitos porfiríticos ocorrem na sequência e forneceram idade de 1970,4 ±7,7 Ma. Esses litotipos são marcados pela intensa alteração hidrotermal (cloritização, sericitização e carbonatização) e pela associação pirrotita-pirita ±ouro, indicativa de ambientes reduzidos, com fO2 \'<OU=\'FMQ, e afinidades metalogenéticas com depósitos do tipo pórfiro reduzido. O pórfiro grandiorítico, datado em 1966,2 ±2,9 Ma ocorre na sequência e apresenta intercrescimento granofírico, sugestivo de intrusão rasa. Ocorre alteração potássica fissural, porém não mineralizada. Os monzogranitos revelaram idades de 1958,5 ±3,4 Ma e são as rochas mais importantes do ponto de vista da mineralização, que ocorre preferencialmente nos trechos onde a rocha se encontra afetada por alteração potássica forte. Nesses casos o ouro se associa a veios e vênulas de quartzo-pirita. Análises com o par MEV-EDS mostraram o amplo domínio de pirita na região, sendo as inclusões mais comuns calcopirita fraturada e arredondada, Pbbismutinita e ouro. A ausência de pirrotita nesses litotipos e a presença de calcopirita em veios tardios com clorita sugere a oxidação do sistema, atingindo fO2 compatíveis com os dos depósitos do tipo pórfiro (\'>OU=\' FMQ+2), apontando para a mudança no caráter geoquímico dos fluidos. Os sienitos datados em 1954,9 ±4,2 Ma marcam essa migração e sugerem a maturidade do arco. A consolidação dos dados aponta para a existência, inicialmente, de um sistema do tipo pórfiro com características reduzidas e reforçam o modelo genético regional de sistemas magmático-hidrotermais relacionados à arco magmático na PMT. A evolução e maturidade do arco ficam evidenciadas por mudanças geoquímicas, petrológicas e metalogenéticas no magmatismo, que passa a apresentar características tardi- e póstectônicas. / From 2.0 to 1.88 Ga the southern portion of the Amazon Craton, more precisely the Tapajós Mineral Province (TMP), was affected by an expressive magmatism of calc-alkaline affinity and important metallogenetic relevance. According to the classic model this magmatism is the result of the orogenic events that took place between 2.10 and 1.87 Ga which are responsible for the tectonic coalescence of the Tapajós-Parima and the Central Amazonian tectonic provinces, resulting on the formation of the Cuiú-Cuiú, Creporizão, Tropas and Parauari magmatic arcs. An alternative model suggests the existence of archean basement rocks for the magmatic arc whose formation would be related to an unique tectonic regime, varying from slightly compressive to slightly extensive. The metallogenetic importance of this magmatism is evident on the interval of 1.97-1.88 Ga, on which many mineral occurrences of magmatic-hydrothermal affinity have been recognized, with emphasis on high-sulfidation epithermal systems related to the volcanic rocks of the Uatumã event, low-sulfidation epithermal systems with adularia and porphyry (Cu-Mo-Au) deposits. The Patrocínio Village, located on the central portion of the TMP, is inserted on this context. The area is dominated by syeno- and monzogranites with subordinated monzonites, syenites, porphyry and granodiorites. Geochemical characteristics indicate similar evolutionary trends for the granodiorites, granites, monzonites and porphyry, all compatible with syn-collisional magmatism. The syenites, however, present a distinct evolutionary pattern, indicating late- to post-collisional settings. The geochronology data show that the granodiorites, 1994,3 ±8,8 Ma, are the country rocks on the region and its high magnetism and primary mineralogy, with biotite and amphibole, suggests fO2 and water contents compatible with magmatic arc rocks. The \'\'épsilon\' IND.Nd(T)\' values of -8,43 and \'T IND.DM\' model ages of 2952 Ma indicates the presence of archean basement rocks on the TMP. The porphyritic monzonites, 1970,4 ±7,7 Ma, are characterized by the intense hydrothermal alteration (with formation of chlorite, sericite and carbonate) and by the mineral assemblage pyrrhotite-pyrite ±gold, suggesting reduced environment with fO2 \'<OU=\'FMQ and metallogenetic affinity with reduced porphyry systems. The granodioritic porphyry, 1966,2 ±2,9 Ma, is marked by the granophyric texture indicating shallow depths for the emplacement. Barren fissural potassic alteration commonly affects this lithotype. The monzogranites, 1958,5 ±3,4 Ma, are the most important rocks from the mineralization point of view, which occur preferentially on the intervals where the rock is affected by strong potassic alteration. On these cases gold is hosted on quartz-pyrite veins and veinlets. Analysis with SEM-EDS showed the vast domain of pyrite on the region, with rounded and fractured chalcopyrite, Pb-bismuthinite and gold as common inclusions. The absence of pyrrhotite on these lithotypes and the presence of chalcopyrite with chlorite on late veins indicates the oxidation of the system, achieving fO2 compatible with porphyry type deposits (\'>OU=\' FMQ+2), pointing towards a change on the geochemical characteristic of the fluids. The syenites, of 1954,9 ±4,2 Ma, mark this change and attests to the maturity of the magmatic arc. The consolidation of the results are suggestive of the existence of, primarily, a reduced porphyry system genetically related to the monzonites, reinforcing the genetic regional model of arc-related magmatic-hydrothermal systems on the TMP. Arc evolution and maturity are evidenced by geochemical, petrological and metallogenetic changes on the magmatism, that migrates toward late- to post-tectonic environments.

No município de Anhembi, ocorrem cones silicosos de dentro da Formação Teresina (Permiano) que, atualmente, são interpretados como acumulações geradas a partir de um evento hidrotermal em águas rasas. A ocorrência de depósitos hidrotermais é bastante rara no registro geológico, tornando o depósito de Anhembi único, ainda mais por apresentar mais de 4.500 dessas estruturas em pouco menos de 1,5 km2. As características marcantes desta localidade tornam-se um importante objeto de investigação científica, além de sugerirem a comparação com as supostamente mais antigas formas de vida encontradas de aproximadamente 3,5 Ga, em contexto similar. Este trabalho consiste numa análise dos fósseis encontrados em intervalos abaixo, lateralmente contínuos e acima da ocorrência desses cones, de uma avaliação de possíveis alterações da biota decorrentes desse evento hidrotermal e também de avaliar a controvérsia acerca dos supostamente mais antigos microfósseis da Terra. Foram analisados macroscopicamente e petrograficamente três intervalos distintos (A, B e C) em que foram coletadas amostras de três níveis diferentes (1, 2 e 3). No intervalo A (Nível 1) foram observados conchas de bivalves, valvas de ostracodes, oncoides e fragmentos de dentes de peixes, inclusive com um fragmento grande de dente de peixe dipnoico. No intervalo B (Nível 2) foram observados apenas valvas de ostracodes e oncoides. No intervalo C (Nível 3) foram encontrados valvas de ostracodes, oncoides e conchas de bivalves. A silicificação dos intervalos A e B difere bastante da do Intervalo C, o que sugere um evento diferente para a silicificação nesses pontos. A aparente diferença encontrada nas biotas dos três intervalos sugere fortemente uma ligação da biota com o evento hidrotermal que ocorreu na região. A presença de microfósseis há 3,5 Ga não é descartada por esse trabalho, entretanto há de se ficar atento com as ressalvas feitas à biogenicidade desses microfósseis. / In the Anhembi County, siliceous cones occur in the Teresina Formation (Permian) which are now interpreted as accumulations generated from a hydrothermal event that took place in shallow waters. The occurrence of such hydrothermal deposits is very rare in the geological record, making this deposit unique, especially when considering that more than 4,500 of these siliceous cones outcrop in less than 1,5 km2. The remarkable characteristics of this locality have made it an important object of scientific investigation, aside from suggest the comparison with the supposedly most ancient life forms ever found, from 3.5 Ga, deposited in similar context. This work consists of an analysis of the fossils found in intervals below, laterally continuous and above the place where such cones outcrop, an evaluation whether possible changes in the biota in this area are due to this hydrothermal event, and also to perform an analysis of the state of the controversy around Earth\'s most ancient microfossils. Three different intervals (A, B and C) in which samples from three distinct levels (1,2 and 3) were collected were analyzed both macroscopically and petrographically. In the Interval A (Level 1) we have observed bivalve shells, ostracod valves, oncoids and fragments of fish teeth including a big fragmented tooth of a dipnoi fish. In Interval B (Level 2) were observed only ostracod valves and oncoids. In Interval C (Level 3) were found ostracod valves, oncoids and bivalve shells. The silicification that took place in these 2 initial intervals differ from the third one, which suggests a different event for the silicification of the lower strata. The apparent difference found in the biota from the three intervals strongly suggests a connection of the biota with the hydrothermal event that took place in that locality. The presence of 3.5 Ga microfossils is not entirely discarded by this work, though one must be caution about the reservations about the biogenicity of such microfossils.

No município de Anhembi, ocorrem cones silicosos de dentro da Formação Teresina (Permiano) que, atualmente, são interpretados como acumulações geradas a partir de um evento hidrotermal em águas rasas. A ocorrência de depósitos hidrotermais é bastante rara no registro geológico, tornando o depósito de Anhembi único, ainda mais por apresentar mais de 4.500 dessas estruturas em pouco menos de 1,5 km2. As características marcantes desta localidade tornam-se um importante objeto de investigação científica, além de sugerirem a comparação com as supostamente mais antigas formas de vida encontradas de aproximadamente 3,5 Ga, em contexto similar. Este trabalho consiste numa análise dos fósseis encontrados em intervalos abaixo, lateralmente contínuos e acima da ocorrência desses cones, de uma avaliação de possíveis alterações da biota decorrentes desse evento hidrotermal e também de avaliar a controvérsia acerca dos supostamente mais antigos microfósseis da Terra. Foram analisados macroscopicamente e petrograficamente três intervalos distintos (A, B e C) em que foram coletadas amostras de três níveis diferentes (1, 2 e 3). No intervalo A (Nível 1) foram observados conchas de bivalves, valvas de ostracodes, oncoides e fragmentos de dentes de peixes, inclusive com um fragmento grande de dente de peixe dipnoico. No intervalo B (Nível 2) foram observados apenas valvas de ostracodes e oncoides. No intervalo C (Nível 3) foram encontrados valvas de ostracodes, oncoides e conchas de bivalves. A silicificação dos intervalos A e B difere bastante da do Intervalo C, o que sugere um evento diferente para a silicificação nesses pontos. A aparente diferença encontrada nas biotas dos três intervalos sugere fortemente uma ligação da biota com o evento hidrotermal que ocorreu na região. A presença de microfósseis há 3,5 Ga não é descartada por esse trabalho, entretanto há de se ficar atento com as ressalvas feitas à biogenicidade desses microfósseis. / In the Anhembi County, siliceous cones occur in the Teresina Formation (Permian) which are now interpreted as accumulations generated from a hydrothermal event that took place in shallow waters. The occurrence of such hydrothermal deposits is very rare in the geological record, making this deposit unique, especially when considering that more than 4,500 of these siliceous cones outcrop in less than 1,5 km2. The remarkable characteristics of this locality have made it an important object of scientific investigation, aside from suggest the comparison with the supposedly most ancient life forms ever found, from 3.5 Ga, deposited in similar context. This work consists of an analysis of the fossils found in intervals below, laterally continuous and above the place where such cones outcrop, an evaluation whether possible changes in the biota in this area are due to this hydrothermal event, and also to perform an analysis of the state of the controversy around Earth\'s most ancient microfossils. Three different intervals (A, B and C) in which samples from three distinct levels (1,2 and 3) were collected were analyzed both macroscopically and petrographically. In the Interval A (Level 1) we have observed bivalve shells, ostracod valves, oncoids and fragments of fish teeth including a big fragmented tooth of a dipnoi fish. In Interval B (Level 2) were observed only ostracod valves and oncoids. In Interval C (Level 3) were found ostracod valves, oncoids and bivalve shells. The silicification that took place in these 2 initial intervals differ from the third one, which suggests a different event for the silicification of the lower strata. The apparent difference found in the biota from the three intervals strongly suggests a connection of the biota with the hydrothermal event that took place in that locality. The presence of 3.5 Ga microfossils is not entirely discarded by this work, though one must be caution about the reservations about the biogenicity of such microfossils.

Este trabalho propõe-se acompanhar o comportamento do zircônio durante os processos de alteração endógena e supérgena de rochas alcalinas do maciço de Poços de Caldas, Minas Gerais, Brasil. Estas rochas constituem objetos de estudo particularmente interessante, no campo das alterações pós-magmáticas, por apresentarem uma excepcional mineralogia do Zr e por serem de fácil dissolução sob condições de clima subtropical. Nesta região, para condições climáticas e geomorfológicas equivalentes, é possível distinguir processos de alteração seletivos essencialmente controlados por fatores internos tais como o tipo de rocha mãe e sua textura, e a intensidade de atuação dos processos de alteração hidrotermal. Por esta razão, foram escolhidos três sítios de estudo que permitem ilustrar três contextos de evolução distintos, através de perfis de alteração desenvolvidos sobre rochas alcalinas ricas em Zr: - o morro do Cristo: nefelina sienito microgranular (tinguaíto), não afetado pela alteração endógena no qual a haínita (fluorozirconossilicato) é a principal fase portadora do Zr, seguida pela aegirina, que tem participação acessória; - a Pedra Balão; nefelina sienito granular (lujaurito), parcialmente hidrotermalizado, cuja paragênese pré-laterítica do Zr é complexa: e eudialita (zirconossilicato) e acessoriamente a aegirina são os minerais magmáticos, a catapleiita e outros zirconossilicatos não identificados provémda alteração hidrotermal parcial da eudialita; - o morro doTaquari: nefelina sienito totalmente metassomatizado, \"rocha potássica\", na qual a única fase portadora de Zr é um zircão uranífero. Este sítio é, ainda, atravessado por numerosos materiais de origem hidrotermal testemunhando a intensidade destes fenômenos nesta região do maciço. O tinguaíto de morro do Cristo gera um espesso manto bauxítico, enquanto o lujaurito de Pedra Balão transforma-se em um saprolito bauxítico comcaolinita, pouco espesso, e, finalmente, a rocha potássica do morro do Taquari altera-se em um espesso saprolito bauxítico com ilita. Os estudos químico, mineralógico e micromorfológico de numerosas amostras, representando os diferentes fácies que constituem os perfis de alteração, permitiram mostrar que nestes três ambientes, o Zr liberado da estrutura dos minerais primários e hidrotermais, por dissolução incongruente, segue diferentes itinerários e reencontra-se (em parte pelo menos) concentrado nos materiais secundários sob diferentes formas; - na bauxita do morro do Cristo, a dissolução incongruente da haínita gera uma fase Zr-Ti na zona de transição rocha-bauxita, que no decorrer da alteração evolui para formar, na bauxita sensos stricto, um plasma o Zr encontra-se sob forma de tipo baddeleita \'ZrO IND.2\' em adsorsão na superfície dos cristais de goethita; - nos saprolitos de Pedra Balão e do morro do Taquari, o Zr encontra-se na forma de um plasma Zr-Si de composição variável com razão Zr/Si entre 1,6 e 2,6. No saprolito de Pedra Balão, foram identificados, em alguns casos, zekzerite e zircão, que são minerais nitidamente secundários. Nestes saprolitos, ainda encontram-se, em quantidade menor, fases compostas unicamente de Zr, sugerindo a existência ora de uma evolução do plasma Zr-Si (por lixiviação tardia da Si) para um plasma Zr (talvez evoluindo de forma semelhante à encontrada na bauxita do Morro do Cristo), ora de microdomínios correspondendo a microsistemas cujas condições geoquímicas locais variam e influem no comportamento do zircônio. Vê-se então, que nos três contextos estudados, há persistência, pelo menos parcial, deste elemento nos materiais de alteração supérgena apesar da sua mobilização a partir dos minerais primários. Observou-se, ainda, que o Zr localiza-se nas zonas de acumulações em Fe e Ti. O fato do Fe, Ti e Zr permanecerem nestes materiais secundários, mostra que eles possuem o mesmo caráter residual na globalidade destes processos de alteração supérgena. Além disso, nota-se a existência de uma segregação sistemática entre zonas zirconíferas e zonas com Mn. Al ou minerais argilosos, provando assim que não há afinidade entre estes elementos, e nem absorsão do Zr na superfície da gibbsita ou das argilas. / The aim of this work is to study the behaviour of zirconium during processes of endogeneous and supergeneous weathering associated with the alkaline rocks from the Poços de Caldas caldeira, Minas Gerais, Brazil. The alkaline rocks constitute objects of particular interest, for post-magmatic weathering studies, because of their exceptional Zr mineralogy and their weatherability in subtropical climate conditions. In Poços de Caldas, for equivalent climatic and geomorphological conditions, it is possible to distinguish selective weathering processes primarily controlled by internal factors as nature and texture of the bed rock and its degree of assignment or not assignment by the processes of hydrothermal weathering. For this reason, three sites of study have been chosen allowing to illustrate three distinct contexts of evolution through weathering profiles developed on Zr rich alkaline rocks; - morro do Cristo: micrograines nephelinic syenite (tinguaite) exempt of endogenous weathering origin, in what hainite (zirconosilicate) is the principal Zr host mineral, and aegerine has an accessory participation; - Pedra do balão: grained nephelinic syenite (lujavrite), partially hydrothermalized, whose lateritic Zr mineral paragenese is complex: eudialyte (zirconosilicate) and accessory aegirine are magmatic minerals, catapleiite and other not identified zirconosilicates are from eudialyte hydrothermal weathering; - morro do Taquari: completely metasomatized syenite (\"potassic rock\") whose only Zr host mineral is uraniferous zircon. This area is corssed by a lot of hydrothermal filonar materials indicators of these processes intensity. Morro do Cristo tinguaite transforms in a thick bauxitic mantle, whereas Pedra Balão lujavrite transforms in a thin bauxitic saprolite with kaolinite, and, finally, morro do Taquari potassic rock weathering generates a thick bauxitic saprolite with illite. Chemical, mineralogical and morphological studies of numerous samples, representative of the different facies of the weathering profiles, allowed to show that in these three environments, Zr released from the structure of primary and hydrothermal minerals, by incongruent dissolution, have different itineraries and is found (at least partly) concentrated in supergeneous materials in different forms: - in morro do Cristo bauxite, hainite incongruent dissolution generated Zr-Ti phase in rock-bauxite transition zone, those evolving to form a plasma in which Zr is of baddeleyite type form in adsorption on the surface of the crystals of goethite; - in Pedra Balão and morro do taquari saprolites, Zr constitutes a Zr-Si plasma of variable composition with a Zr/Si ratio ranging between 1.6 and 2.6 Zircon and zekzerite, obviously secondary minerals, have been identified in some of these phases in pedra Balão saprolite. In these saprolites, one also meets, but in less significant quantity, phases only made up of Zr, suggesting that it exists, or an evolution of plasma Zr-Si towards a Zr plasma (perhaps of identical nature than in morro do Cristo bauxite), even microdomains corresponding to microsystems whose local geochemical conditions vary, and implicate different behavior of Zr whithin the same material. It appears that, in these three studied contexts, Zr remains, at least in part, in supergeneous weathered materials, despite it had been mobilized from primary minerals. Moreover, Zr is noted to locate in the zones of accumulation of Fe and Ti. The fact that Fe, Ti and Zr remain in these secondary materials testifies that they have identical residual character in the globality of these processes of supergeneous weathering. Finally, it has been observed a systematic segregation between Zr zones and Mn, Al and clayey zones, proving that there is no affinity between these elements, nor adsorption of Zr on gibbsite and clay minerals.

Le District Minier de Lavras do Sul (Au-Cu ± Pb, Zn, Ag) e la Mina du Seival est associée à une altération hydrothermale et de minéralisation hébergé par des séquences volcaniques-sédimentaires et et des intrusions plutoniques Néoprotérozoïques. Le système plutôno-volcanique de Lavras do Sul est liée à l'évolution de la Bacia do Camaquã. Cette bassin avec l'âge Ordovicien - Ediacaran est situé dans la partie centrale de Rio Grande do Sul - Sud du Brésil. La séquence volcano-sédimentaire accumulée dans la Bacia do Camaquã est liée aux des activités plutoniques (Lavras do Sul et Caçapava do Sul et volcano-magmatique (Formação Hilário) dans un contexte tectonique post-collisionnel. L'activité plutonique et volcanique produit métamorphisme de contact et de la circulation des fluides épithermaux avec des dépôts métalliques. Les études avec l’isotopes stables (C-O-S) dans les sulfure, sulfates et les gangue favoriser la détermination de la source, température, interaction fluide / rock associé au processus de dépôt de minerai. L'altération hydrothermale, la distribution des métaux et le dépôt subséquent de minerai par des processus épithermal ont été rapportés dans cette région dans des études datant du début du siècle. Les associations de minéraux de haute et basse sulfuration ont été associés à l'évolution d'un système magmatique post-collisionnel. Cette étude se concentre sur la région de la Mina do Seival (MS) situé dans la partie nord-est de la ville de Lavras do Sul qui est hébergé par la formation de roches vulcanogênique de la Formação Hilário. Ces mines de Cu étaient importants au cours de la première moitié du XXème siècle, et l'exploitation minière ajoutés résultats scientifiques dans plusieurs études d'expression régionale. La MS comprend un certain nombre de petits dépôts de 0,6 à 2,5% en poids de Cu et jusqu'à 70 ppm de Ag confinés dans la succession volcanogênica Hilário. La minéralisation est principalement sous la forme de bornite, chalcocite, covellite et minéraux supergènes, par exemple l'abondance de malachite. Il est principalement contrôlé par des fractures et des failles avec NE dans les roches extrusives et sousvolcanique. Le minerai riche em cuivre se propage habituellement ou remplir de petites cavités et fractures formant des halos d'altération. Les minéralisations sont associées à gangue carbonate, barytine et minéraux argileux dans les alteration argílique et propilítique. / O Distrito Mineiro de Lavras do Sul (Au-Cu ± Pb, Zn, Ag) e a Mina do Seival estão associado a alteração hidrotermal e mineralizações hospedadas por seqüências vulcano-sedimentares Neoproterozóicas e intrusões ígneas. O sistema plutôno-vulcânico de Lavras do Sul esta intimamente associado a evolução da Bacia do Camaquã. Esta bacia de idade Ordoviciana - Ediacarana está localizada na parte central do Rio Grande do Sul, no sul do Brasil. A seqüência vulcano-sedimentar acumulada na Bacia de Camaquã está relacionada a: i) atividades plutônicas - Lavras do Sul e Caçapava do Sul; ii) vulcâno-magmáticas na Formação Hilário. Ambas ocorrem em um contexto tectônico pós-colisional. As atividades plutônicas e vulcânicas produziram metamorfismo de contato e circulação de fluidos epitermais com depósitos metálicos. Os estudos com isótopos estáveis (C-O-S) em sulfetos, sulfatos e ganga auxiliam na determinação de fonte, temperatura e interação fluido / rocha associado ao processo de deposição do minério. A alteração hidrotermal, a distribuição de metais e a conseqüente deposição de minério por processos epitermais já foram relatadas nesta região em trabalhos que datam do início do século. As associações de minerais de alta e baixa sulfetação têm sido associadas a evolução de um sistema magmático-tectônico pós-colisional. Este estudo concentra-se na região da Mina do Seival (MS), localizada na porção NE da cidade de Lavras do Sul que é hospedada por rochas vulcanogênicas da Formação Hilário. Estas minas foram importantes minas de Cu na região durante a primeira metade do século XX, e a exploração mineral adicionou resultados científicos em vários estudos de expressão regional. A MS compreende um conjunto de pequenos depósitos com 0,6 a 2,5% em peso de Cu e até 70 ppm de Ag confinados na sucessão volcanogênica Hilário. A mineralização é principalmente na forma de bornita, calcocite, covelita e em fases supergênicas posteriores, como exemplo a abundância de malaquita. É predominantemente controlada por fraturas e falhas com direção NE nas rochas extrusivas e sub-vulcânicas. O minério rico em cobre é geralmente disseminado ou preenche pequenas cavidades e fraturas formando halos de alteração. As mineralizações estão associadas a uma ganga de carbonato, barita e minerais argilosos, na forma de alterações argílica e propilítica. / The Lavras do Sul Mining District (Au-Cu ± Pb, Zn, Ag) and Seival Mine is associated to hydrothermal alteration and mineralization hosted by Neoproterozoic volcano-sedimentary sequences and igneous intrusions. The plutono-volcanic system of Lavras do Sul is closely associated with the evolution of the Camaquã Basin. This Ordovician - Ediacaran basin is located in the central part of Rio Grande do Sul, in southern Brazil. The accumulated volcano-sedimentary sequence in the Camaquã Basin is related to: i) plutonic activities - Lavras do Sul and Caçapava do Sul and; ii) volcano-magmatic in the Hilario Formation. Both of them occur in a postcollision tectonic context. The plutonic and volcanic activities produced contact metamorphism and circulation of epithermal fluids with metallic deposits. The stable isotopes studies (C-O-S) of sulfides, sulphates and gangue assist the determination of source, temperature, fluid / rock interaction associated with the ore deposition process. The hydrothermal alteration, the distribution of metals and the consequent deposition of ore by epithermal processes have already been reported in this region in works that date from the beginning of the century. The associations of high and low sulfidation minerals have been associated with the evolution of a post-collision magmatic-tectonic system. This study focuses on the Seival Mine (MS) region, located in the NE portion of Lavras do Sul city which is hosted by volcanogenic rocks of the Hilário Formation. These mines were important Cu mines in the region during the first half of the twentieth century, and mineral exploration added scientific results in regional studies. The MS comprises a set of small deposits with 0.6 to 2.5% by weight of Cu and up to 70 ppm of Ag confined in the Hilário Formation volcanogenic sequence. The mineralization is mainly in the form of bornite, chalcocite, covellite and in later supergenic phases, as an example the abundance of malachite. It is predominantly controlled by fractures and faults with NE direction in the extrusive and sub-volcanic rocks. Copper-rich ore is usually disseminated or fills small cavities and fractures forming alteration halos. The mineralizations are associated to a gangue of carbonate, barite and clay minerals, within argilic and propilithic alterations.

O presente trabalho foi realizado em duas áreas situadas no Estreito de Bransfield, Antártida. A primeira, a Ilha Deception, sul das ilhas Shetland do Sul, é um vulcão ativo, cuja última erupção foi registrada no ano de 1970, e que está sob constante atividade hidrotermal. A segunda área, Three Sisters, é um monte de origem vulcânica onde foi detectada atividade hidrotermal por meio de anomalias composicionais na coluna d\'água, porém não se sabe se esses eventos são contínuos ou efêmeros. As regiões com atividade hidrotermal oferecem condições ambientais únicas, que favorecem o surgimento de habitats com características químicas e físicas ímpares e extremas, e resposta imediata da fauna. A capacidade dos foraminíferos em adaptar-se prontamente, a mudanças ocasionadas por variação de fatores ambientais, e recolonizar o ambiente após mudanças bruscas e catastróficas, são de grande importância para o entendimento das condições ecológicas tanto atuais como pretéritas. Dentro desse contexto, realizou-se estudo granulométrico e geoquímico dos sedimentos, por ICP-MS em Deception e ICP-OES em Three Sisters, para averiguar se há indícios de atividade hidrotermal. As espécies de foraminíferos foram identificadas e correlacionadas com a composição geoquímica e textura dos sedimentos, bem como com os parâmetros físico- químicos da interface água-sedimento, com o uso de abordagens estatísticas. Foi realizada contagem de diatomáceas para estimar a produtividade em Deception. Os resultados, em Three Sisters, permitiram concluir que a sedimentação é lenta e contínua, com sedimentos nas frações silte e argila e escasso aporte de nutrientes. As análises geoquímicas dos sedimentos, mostram anomalias positivas de Mn, Pb, P, Sr e As, indicativas de atividade hidrotermal. As densidades de testas de foraminíferos são baixas e as riquezas, relativamente, altas, e algumas espécies apresentam correlação positiva com os metais relacionados ao hidrotermalismo. O predomínio de espécies aglutinantes poderia indicar profundidade de compensação de carbonatos rasa. A sedimentação, em Deception, apresentou padrões sazonais, ligados aos períodos de degelo e runoff na ilha; a dinâmica sedimentar em Deception faz variar, também as características físico- químicas da interface água-sedimento. O aporte de nutrientes é mais intenso no verão austral e condicionado pelo degelo, mas também ocorre a partir dos micronutrientes presentes nos sedimentos e disponibilizados por emissões hidrotermais. Metais como As, Ba, Mn e Mo apresentaram anomalias positivas bastante significativas e confirmaram a atividade hidrotermal na área. As altas densidades de testas de foraminíferos e riquezas baixas, são relacionadas ao alto aporte de nutrientes e às mudanças ambientais sazonais bruscas. As espécies aglutinantes predominam em alguns pontos amostrais, indicando variáveis ambientais e disponibilidade de alimento abaixo ou acima dos níveis críticos para esses organismos; algumas das espécies de foraminíferos foram correlacionadas positivamente com elementos com provável origem hidrotermal. Esses resultados fornecem informações inéditas sobre a composição geoquímica dos sedimentos, em Three Sisters, relacionada a eventos hidrotermais e sua relação com as espécies de foraminíferos. Em Deception, foram detectadas emissões de altas temperaturas em Whaler\'s Bay, sudeste da ilha; relacionaram-se espécies de foraminíferos à composição sedimentar. / This work was carried out in two areas located in the Bransfield Strait, Antarctica. The first one, Deception Island, south of the South Shetland Islands, is an active volcano, under constant hydrothermal activity, whose last eruption was recorded in 1970. The second area, Three Sisters, is a volcanic edifice where hydrothermal activity has been detected by means of compositional anomalies in the water column, but it is not known yet if such activity is continuous or ephemeral. The regions with hydrothermal activity offer unique environmental conditions favoring the emergence of habitats with extreme and changing chemical and physical characteristics, with an immediate fauna response. The ability of foraminifera to adapt promptly and to recolonize the environment after sudden and catastrophic changes is of great importance for the understanding of current and previous ecological conditions. In this context, textural and geochemical analysis of the sediments were performed, by means of ICP-MS in Deception and ICP-OES in Three Sisters, to check for evidences of hydrothermal activity. The foraminiferal species were identified and statistically correlated with the geochemical composition and texture of sediments, and with the physical-chemical parameters of the water-sediment interface as well.Diatoms counting were performed to estimate Deception productivity. The results, in the Three Sisters are, allow us to conclude that sedimentation is slow and continuous, with sediments in the silt and clay fractions and little contribution of nutrients. The geochemical analysis of the sediments indicate positive anomalies of Mn, Pb, P, Sr and As, suggesting hydrothermal activity. The densities of the foraminifera are low and the richness relatively high, with some species presenting a positive correlation with the metals related to the hydrothermalism. The predominance of agglutinated species could indicate shallow depth of carbonate compensation. The sedimentation, in the Deception area, presents seasonal patterns, related to inputs of freshwater from melting sea ice and glaciers in the island; the sedimentary dynamics force a variation in the physical-chemical characteristics of the water-sediment interface. The nutrient intake is more intense in the austral summer and conditioned by the melting ice, but also occurs from the micronutrients present in the sediments released by hydrothermal emissions. Metals such as As, Ba, Mn and Mo showed quite significant positive anomalies and corroborate the hydrothermal activity in the area. The high densities of foraminifera and low richness are related to the high nutrient intake and abrupt seasonal environmental changes. The agglutinated species predominate in some sample points, indicating environmental variables and/or food availability below or above critical levels for these organisms; some of the foraminifera species were positively correlated with elements of probable hydrothermal origin. Our results provide unprecedented information for both areas. For Three Sisters, we establish a relation between the geochemical composition of sediments and hydrothermal events with their implications to foraminifera species. In Deception, high- temperature emissions were detected at Khrooner Lake, southeast of the island, with species of foraminifera correlated to sedimentary composition.