Tese (doutorado)—Universidade de Brasília, Instituto de Geociências, Programa de Pós-Graduação em Geologia, 2018. / Submitted by Raquel Viana (raquelviana@bce.unb.br) on 2018-07-18T20:26:20Z No. of bitstreams: 1 2018_MárcioFernandodosSantosAlbuquerque.pdf: 21430448 bytes, checksum: 3fbd3c04d5a842851762d25aad37dafb (MD5) / Approved for entry into archive by Raquel Viana (raquelviana@bce.unb.br) on 2018-07-20T21:47:40Z (GMT) No. of bitstreams: 1 2018_MárcioFernandodosSantosAlbuquerque.pdf: 21430448 bytes, checksum: 3fbd3c04d5a842851762d25aad37dafb (MD5) / Made available in DSpace on 2018-07-20T21:47:40Z (GMT). No. of bitstreams: 1 2018_MárcioFernandodosSantosAlbuquerque.pdf: 21430448 bytes, checksum: 3fbd3c04d5a842851762d25aad37dafb (MD5) Previous issue date: 2018-07-18 / A região sudeste do Amazonas é composta por embasamento vulcânico do Grupo Colíder (1,80-1,78 Ga), recoberto por sequência vulcano-sedimentar (Supergrupo Sumaúma), subdivida nos grupos Vila do Carmo (1,76-1,74 Ga) e Beneficente (1,43-1,08 Ga), corpos graníticos reunidos nas suítes intrusivas Teodósia (1,756 Ga), Igarapé das Lontras (1,754 Ga) e Serra da Providência (1,57-1,53 Ga) e diábasio Mata-Matá (1,57 Ga). Sobrepondo estas unidades há sucessão sedimentar Siluro-Devoniana do Grupo Alto Tapajós. O Supergrupo Sumaúma têm alto conteúdo de MnO em grauvacas e siltitos, ao passo que o Grupo Alto Tapajós concentra P2O5 nas grauvacas, o que implica em fontes distintas. Além disso, arenitos do Supergrupo Sumaúma com grãos de quartzo bem esféricos e arredondados miram contribuição de fontes distais. Já os grãos de quartzo subarredondados e subesféricos dos arenitos e alto teor de K2O nas grauvacas, indicam fontes proximais para o Grupo Alto Tapajós. As fontes do Supergrupo Sumaúma, reveladas pelos isótopos de Nd, estão atreladas à Província Rondônia Juruena. Além disso, as províncias Tapajós-Parima e Amazônia Central supriram o Grupo Vila do Carmo, e fontes distais relativas às províncias Carajás e Sunsás fomentaram sedimentos para o Grupo Beneficente. Vale ressaltar que o Grupo Vila do Carmo foi fonte para o Grupo Beneficente, prova disso é a discordância angular entre as unidades, altos conteúdos de Fe2O3, TiO2, rutilo, Ti-magnetita e população de zircão entre 1,76 e 1,74 Ga nos arenitos do Grupo Beneficente. As mesmas fontes do Supergrupo Sumaúma foram identificadas pelos isótopos de Nd para o Grupo Alto Tapajós, contudo boas correlações entre 87Sr/86Sr vs CIA e 87Sr/86Sr vs Rb/Sr atestaram seu caráter autóctone e intraformacional relacionado à incisão do Grabén do Cachimbo no Supergrupo Sumaúma e Grupo Colíder serviram de fontes para o Grupo Alto Tapajós. A exposição destas rochas formou espessas crostas Mn, Mn-Al-Fe, bauxíticas, Fe, Fe-Al-Fe e colúvios, recobertos por latossolos. Os protólitos de Mn estão relacionados aos grupos Vila do Carmo e Beneficente, Supergrupo Sumaúma. Contudo, há diferenças mineralógicas e geoquímicas entre eles, enquanto os do Grupo Vila do Carmo são caracterizados pela presença de Pb-hollandita, coronadita e criptomelana e altos conteúdos de Pb e Cu, aqueles do Grupo Beneficente têm romanechita como fase dominante e Ba mais elevado. Crostas Mn e Mn-Al-Fe maciças, vermiformes, protopisolíticas, pisolíticas e colúvios foram formadas a partir destas rochas. Assim como nos protólitos, crostas Mn desenvolvidas sobre o Grupo Vila do Carmo também formaram hollandita, Pb-hollandita, criptomelana e coronadita e têm altos teores de K2O, Ag, Cu, Pb e Tl, já aquelas do Grupo Beneficente formaram romanechita supergênica. A presença de galena, Ag nativa, coronadita, Pb-hollandita, alto Cu, Tl e anomalias positivas de Gd nas crostas Mn desenvolvidas sobre o Vila do Carmo são similares aos conteúdos de gossans, minérios sulfetados e depósitos de Mn de origem hidrotermal. Além do mais, a fonte hidrotermal do Mn do Grupo Vila do Carmo, a mesma que originou os sulfetos, é a ratificada pelas relações 206Pb/207Pb vs 208Pb/206Pb, (Zn x Ni)/MnO2 vs (Cu/Zn)/Fe2O3 e pelos altos teores de Cu, Pb e Zn, similar aos Gossans Australianos, e pode classificar o Mn supergênico como dubhito. Por outro lado, o Mn do Grupo Beneficente tem assinatura sedimentar e pode ser classificado como supergênico marinho. A relação Rb/Sr vs d permitiu agrupar rochas, crostas lateríticas (Mn,Mn-Al-Fe, bauxíticas, Fe e Fe-Al) e solos desenvolvidos a partir dos grupos Vila do Carmo, Beneficente e Alto Tapajós, o que ratifa o uso de crostas lateríticas no mapeamento de rochas mães. A razão ETR/(Zr+Hf) ≥1 indica controle por minerais de Mn e cerianita. Ao passo que, ETR/(Zr+Hf) ≤ 1 atesta que minerais pesados como zircão controlam a variação dos ETR ao longo do perfil laterítico. A redistribuição de minerais em todo o perfil laterítico com concentração residual de zircão ou lixiviação de minerais de Mn (coronadita, holandita e criptomelana) e fixação na cerianita, controla a assinatura isotópica de Nd. As razões isotópicas de Sr apresentaram dois tipos de comportamento distintos: 1- A razão 87Sr/86Sr aumenta em direção ao topo dos perfis onde predominam crostas Fe e Mn-Fe-Al, sugerindo a entrada de Sr proveniente da atmosfera, água da chuva e lençol freático. 2- A intensa lixiviação que resultou na formação de caulinita e gibbsita liberou Sr dos protólitos em solução e diminuiu a razão 87Sr/86Sr em direção aos solos. As razões isotópicas de Pb são mais elevadas nas crostas lateríticas e solos do que nos protólitos, como não são afetadas pelo intemperismo, essa diferença pode estar relacionada ao decaimento do 238U para o 206Pb ou misturas de fontes. A excelente correlação entre 143Nd/144Nd, 206Pb/207Pb e 208Pb/ 206Pb no balanço de massa dos perfis P1 e P2 ratifica o não francionamento dos isótopos de Pb durante a intemperismo extremo. A gammaespectometria aliada a altimetria e métodos estatísticos como Booleano e Fuzzy, designaram áreas favoráveis às ocorrências de crostas lateríticas. Os dois modelos apresentaram boa correlação para bauxitas, crostas manganesíferas e solos, apesar de que o Booleano é capaz de identificar 67% das crostas ferruginosas, 20% a mais que os modelos Fuzzy. No entanto, os modelos Fuzzy foram eficientes em descartar pedras de ferro localizadas na porção oeste da área. A combinação relevo, eTh fuzzy (índice Kappa-0.8), estratigrafia e mapa de solos permitiu sugerir 100 Km2 de áreas propícias à ocorrência de Mn, 700 Km2 para bauxitas e 83 Km2 para crostas fosfáticas. A datação U-Th-He indicou que o início da lateritização remete ao Permiano e se estende até o Jurássico-Cretáceo com agradação de crosta ferruginosa maciça. A ausência de dados Ar-Ar em crostas manganesíferas impede afirmar sua época precisa de formação, no entanto, por correlação de crostas manganesíferas em Burkina Faso, Carajás e Quadrilátero ferrífero, apontam para o fim do Cretáceo (~70 Ma) o início de formação dessas crostas, se estendendo até o fim do Mioceno. Neste contexto, na região de Apuí houve a segunda fase de agradação de crosta ferruginosa (Oligoceno médio ao início do Mioceno). A partir de então, houve dois intervalos distintos de degradação de crostas lateríticas (formação de goethita); o primeiro entre 22,5±2,3 e 17,1±1,7 Ma e segundo entre 13,1±1,3 e 16.6 ±1,7 Ma. / The southestern of Amazonas state is composed by volcanic basement related to Colíder Group (1.80-1.78 Ga), followed by two volcano-sedimentary sequences related to Vila do Carmo (1.76-1.74 Ga) and Beneficente (1.43-1.08 Ga) groups, framed into Sumaúma Supergroup; granitic bodies gather into Teodósia (1.756Ga), Igarapé das Lontras (1,754) and Serra da Providência (1.57-1.53 Ga) intrusive suites and Mata-Matá diabase sills (1.57 Ga). Overlapping these units there is a Silurian-Devonian sedimentary sucession of the Alto Tapajós Group. The Sumaúma Supergroup has high contents of MnO in greywackes and siltstones, whereas the Alto Tapajós Group concentrates P2O5 in greywackes, what implies in distinct sources. Moreover, the Supergroup Sumaúma sandstones displays spherical and rounded quartz grains mirror distal source. While the subrounded and subspherical quartz grains of the sandstones and high amounts of K2O in the greywackes indicate proximal sources to the Alto Tapajós Group. The sources of the Sumaúma Supergroup identified by Nd isotopes are assigned to Rondônia Juruena Province. Moreover, the Tapajós-Parima and Amazônia Central provinces supplied the Vila do Carmo Group, and distal sources relative to Carajás and Sunsás provinces fomented sediments to the Beneficente Group. It is worthy to be highlighted that the Vila do Carmo Group was source of the Beneficente Group, proof of that is the angular discordance between these units, high amounts of Fe2O3, TiO2, rutile, Ti-magnetite and zircon population between 1.76 to 1.74 Ga in the sandstones of the Beneficente Group. The same sources of Sumaúma Supergroup have been identified by Nd isotopes to the Alto Tapajós Group, however the good correlations between 87Sr/86Sr vs CIA and 87Sr/86Sr vs Rb/Sr ratified their autochthony and intraformational signature are related to the Cachimbo graben incision in the Colíder Group and Sumaúma Supergroup, sources to the Alto Tapajós Group. The exposure of these rocks developed thick Mn, Mn-Al-Fe, bauxitic, Fe and Fe-Al duricrusts and colluviums, overlapped by oxisols. The Mn protoliths are related to Vila do Carmo and Beneficente groups, Sumaúma Supergroup. Nevertheless, there are mineralogical and geochemical differences among them, while those from Vila do Carmo Group are characterized by Pb-hollandite, coronadite and cryptomelane and high amounts of Pb and Cu, the other ones linked to Beneficente are featured by romanechite as main phase and more Ba. Mn and Mn-Al-Fe massive, vermiforms, protopisolitic, pisolitic and colluvium have been developed from these rocks. As well as in the protoliths, Mn duricrusts developed over Vila do Carmo Group also formed hollandite, Pb-hollandite, cryptomelane and coronadite and have K2O, Ag, Cu, Pb and Tl, whereas those from Beneficente Group formed supergenic romanechite. Galena, native Ag, coronadite, Pb-hollandite, high Cu, Tl and positive Gd anomalies in the Mn duricrusts developed from Vila do Carmo Group are similar to the gossan contents, sulphide ores and hydrothermal Mn deposits. Besides that, the hydrothermal source of the Mn from Vila do Carmo Group is ratified by 206Pb/207Pb vs 208Pb/206Pb, (Zn x Ni)/MnO2 vs (Cu/Zn)/Fe2O3 ratios, and by Cu, Pb and Zn content, similar to the Australian gossans, and may classify the supergenic Mn as duhbite. By the other hand, the Mn from the Beneficente Group has sedimentary signature and may be classified as marine supergenic. The Rb/Sr vs d allowed gather together rocks, lateritic duricrusts (Mn,Mn-Al-Fe, bauxitics, Fe and Fe-Al) and oxisols developed over Vila do Carmo, Beneficente and Alto Tapajós groups, what ratifies the use of lateritic duricrusts as tool of bedrocks mapping. The REE/(Zr+Hf) ratio ≥1 indicate control by Mn minerals and cerianite. Whereas, ≤ 1 claim that heavy minerals as zircon are risponsible by the REE variations along the lateritic profile. The redistribution of minerals in the lateritic porfiles with residual concentration of zircon or leaching of Mn minerals (coronadite, hollandite and cryptomelane) and fixation in cerianite controls the Nd isotopic signature. The Sr isotopic ratios displays two distinct behaviors:1- The 87Sr/86Sr increase in to the top of profiles where predominate Fe and Mn-Fe-Al duricrusts, suggesting the Sr input from the atmosphere, rainwater and groundwater. 2- The harsher leaching which culminated in the kaolinite and gibbsite formation release Sr in solution from protoliths and decrease the 87Sr/86Sr to the oxisols. Pb isotopic ratios are higher in the lateritic duricrusts and oxisols than in the protoliths, as they are not affect by the weathering, this difference may be assingned to 238U decay to 206Pb or mixing of sources. The excellent correlation between 143Nd/144Nd, 206Pb/207Pb and 208Pb/ 206Pb showed by the mass balance of the profiles P1 and P2 ratifies the Pb isotope immobility during extreme weathering The gammaspectometry together with the altimetry, and Boolean and Fuzzy statistical methods allowed recognize favorable areas to the duricrust occurrences. Both models displayed good correlation to bauxites, manganiferous duricrusts and oxisols, despite the Boolean model be able to identify 67% of the Fe duricrusts, 20% more than Fuzzy models. However, the Fuzzy models have been efficient when they discarded ironstones located in the western of the area, once it does not have relationship with the lateritization. The combination between relief, eTh fuzzy (best kappa index- 0.8), stratigraphy and soil map allowed identify/suggest 100 Km2 of the possible areas to Mn lateritic duricrust occurrence, 700 Km2 to bauxites and 83 Km2 to phosphatic duricrusts. The beginning of lateritization refers to the Permian and extends to Jurassic-Cretaceous with aggradation of massive Fe duricrust. The absence of Ar-Ar data in manganese duricrusts in the southeastern Amazonas state prevents to assert its precise formation time; however, by correlation of manganese duricrusts in Burkina Faso, Carajás and Iron Quadrangle, they point towards the end of the Cretaceous (~ 70 Ma) of these duricrusts, extending to the end of the Miocene. In this context, there was the second phase of ferruginous duricrust aggradation (Oligocene medium at the beginning of the Miocene) in the study area. From then on, there were two distinct intervals of lateritic duricrusts degradation (goethite formation); the first one between 22.5 ± 2.3 and 17.1 ± 1.7 Ma and second between 13.1 ± 1.3 and 16.6 ± 1.7 Ma.

A dissertação versa sobre a lateritização do depósito Madeira que ocorre associado à fácies albita granito do granito Madeira (tipo A, ~ 1,82 Ga). O depósito Madeira situa-se na floresta amazônica, onde intemperismo químico é intenso e lateritização é um importante processo de formação de depósitos minerais. Este depósito representa um caso particular, onde a rocha-mãe é um depósito mineral; assim, mineralização primária e mineralização laterítica ocorrem no mesmo perfil. A rocha-mãe tem uma associação mineral incomum, que inclui quartzo, albita, k-feldspato, zircão, criolita (Na3AlF6), fluorita, polilitionite, riebeckita rica em Zn, F-anita rica em Zn, torita, cassiterita, pirocloro, columbita, xenotima, gagarinita- (Y), fluocerita-(Ce) e genthelvite. Uma característica importante da rocha é a sua riqueza em flúor (2 a 6% em peso), principalmente sob a forma de criolita ou fluroita na matriz. Inicialmente foram investigadas as alterações micromorfológicas destes minerais ao longo de perfis de intemperismo. Em seguida, os realizados estudos geoquímicos em perfis selecionados. Os dados químicos foram convertidos em proporções volumétricas para quantificar as variações nos teores de elementos em amostras com diferentes graus de lateritização, e foram realizados cálculos de balanço de massa tendo o Al como elemento de referência. Desta forma, foram obtidas muitas informações sobre os processos que atuaram na formação do perfil laterítico a partir do depósito Madeira. A rocha-mãe representava claramente um sistema aluminoso com quantidades mais baixas de Fe. A perda total de álcalis e perda parcial de SiO2 originou argilas cauliníticas. A razão molar de SiO2/Al2O3~2 foi adequada para a geração de minerais de argila aluminosos com estrutura 1:1, tais como a caulinita. Com a maior perda de SiO2 na parte superior do perfil ocorreu a formação de gibsita. Hematita é principal mineral de ferro formado porque o meio foi alcalino com alta razão OH/Fe (>2). A lixiviação de elementos alcalinos conduziu ao enriquecimento relativo de alguns elementos economicamente importantes, tais como Sn, Nb e ETR. No entanto, a distribuição de alguns metais, tais como o Pb, Zn e ETR, difere do padrão normalmente esperado no intemperismo, o que pode ser explicado por algumas características especiais da paragênese e pela alta atividade de F nas soluções, que influenciou os processos intempéricos de duas maneiras diferentes: intensa corrosão até mesmo de minerais muito resistentes e formação de complexos estáveis, especialmente com cátions duros, tais como os ETR. / The paper deals on the laterization of the Madeira deposit associated with the albite-enriched granite facies of the A-type Madeira granite (~1.82 Ga). The Madeira deposit is located in the Amazon rain forest, where chemical weathering is intensive and lateritization is a major process of ore deposit formation. This deposit represents a particular case, where the parent rock is an ore deposit; thus primary mineralization and lateritic mineralization occur in the same profile. The parent rock has an unusual mineral association, which includes quartz, albite, k-feldspar, zircon, cryolite (Na3AlF6), fluorite, polylithionite, Zn-rich riebeckite, Zn-F-rich annite, thorite, cassiterite, pyrochlore, columbite, xenotime, gagarinite-(Y), fluocerite-(Ce), and genthelvite. An important feature of the rock is the F richness (2 to 6% wt) mainly in the form of cryolite or fluorspar in the matrix. We first investigated the micromorphological changes of these minerals throughout the soil profile and then focused the geochemical studies in selected profiles. The chemical data were converted into volumetric proportions to quantify the variations in element contents in samples with different degrees of lateritization, and we performed mass balance calculations with Al as the reference element. In this way, we obtain many new constraints on the processes that formed the weathering profile from the Madeira deposit. The parental rock was a clearly aluminous system with lower amounts of Fe. The total loss of alkalis and partial loss of SiO2 created kaolinitic clay minerals. The SiO2/Al2O3 molar ratio ≈2 was suitable for generating aluminous clay minerals with 1:1 structures, such as kaolinite. Greater losses of SiO2 occurred and gibbsite formed at the top of the weathering profiles. Hematite formed as the main ferric mineral because the medium was alkaline with a high OH-/Fe ratio (> 2). The leaching of alkaline elements led to relative enrichment in some economically important elements, such as Sn, Nb, and REEs, in the lateritic profiles. However, the distribution of some of the metals, such as Pb, Zn, and REEs, in the weathering profile is very unusual and may be explained by some special characteristics of the paragenesis and the high activity of F in the solutions, which greatly influenced the weathering processes in two different ways. This halogen was responsible for the intense corrosion of even very resistent minerals and formed stable complexes, especially with hard cations such as REEs.

A dissertação versa sobre a lateritização do depósito Madeira que ocorre associado à fácies albita granito do granito Madeira (tipo A, ~ 1,82 Ga). O depósito Madeira situa-se na floresta amazônica, onde intemperismo químico é intenso e lateritização é um importante processo de formação de depósitos minerais. Este depósito representa um caso particular, onde a rocha-mãe é um depósito mineral; assim, mineralização primária e mineralização laterítica ocorrem no mesmo perfil. A rocha-mãe tem uma associação mineral incomum, que inclui quartzo, albita, k-feldspato, zircão, criolita (Na3AlF6), fluorita, polilitionite, riebeckita rica em Zn, F-anita rica em Zn, torita, cassiterita, pirocloro, columbita, xenotima, gagarinita- (Y), fluocerita-(Ce) e genthelvite. Uma característica importante da rocha é a sua riqueza em flúor (2 a 6% em peso), principalmente sob a forma de criolita ou fluroita na matriz. Inicialmente foram investigadas as alterações micromorfológicas destes minerais ao longo de perfis de intemperismo. Em seguida, os realizados estudos geoquímicos em perfis selecionados. Os dados químicos foram convertidos em proporções volumétricas para quantificar as variações nos teores de elementos em amostras com diferentes graus de lateritização, e foram realizados cálculos de balanço de massa tendo o Al como elemento de referência. Desta forma, foram obtidas muitas informações sobre os processos que atuaram na formação do perfil laterítico a partir do depósito Madeira. A rocha-mãe representava claramente um sistema aluminoso com quantidades mais baixas de Fe. A perda total de álcalis e perda parcial de SiO2 originou argilas cauliníticas. A razão molar de SiO2/Al2O3~2 foi adequada para a geração de minerais de argila aluminosos com estrutura 1:1, tais como a caulinita. Com a maior perda de SiO2 na parte superior do perfil ocorreu a formação de gibsita. Hematita é principal mineral de ferro formado porque o meio foi alcalino com alta razão OH/Fe (>2). A lixiviação de elementos alcalinos conduziu ao enriquecimento relativo de alguns elementos economicamente importantes, tais como Sn, Nb e ETR. No entanto, a distribuição de alguns metais, tais como o Pb, Zn e ETR, difere do padrão normalmente esperado no intemperismo, o que pode ser explicado por algumas características especiais da paragênese e pela alta atividade de F nas soluções, que influenciou os processos intempéricos de duas maneiras diferentes: intensa corrosão até mesmo de minerais muito resistentes e formação de complexos estáveis, especialmente com cátions duros, tais como os ETR. / The paper deals on the laterization of the Madeira deposit associated with the albite-enriched granite facies of the A-type Madeira granite (~1.82 Ga). The Madeira deposit is located in the Amazon rain forest, where chemical weathering is intensive and lateritization is a major process of ore deposit formation. This deposit represents a particular case, where the parent rock is an ore deposit; thus primary mineralization and lateritic mineralization occur in the same profile. The parent rock has an unusual mineral association, which includes quartz, albite, k-feldspar, zircon, cryolite (Na3AlF6), fluorite, polylithionite, Zn-rich riebeckite, Zn-F-rich annite, thorite, cassiterite, pyrochlore, columbite, xenotime, gagarinite-(Y), fluocerite-(Ce), and genthelvite. An important feature of the rock is the F richness (2 to 6% wt) mainly in the form of cryolite or fluorspar in the matrix. We first investigated the micromorphological changes of these minerals throughout the soil profile and then focused the geochemical studies in selected profiles. The chemical data were converted into volumetric proportions to quantify the variations in element contents in samples with different degrees of lateritization, and we performed mass balance calculations with Al as the reference element. In this way, we obtain many new constraints on the processes that formed the weathering profile from the Madeira deposit. The parental rock was a clearly aluminous system with lower amounts of Fe. The total loss of alkalis and partial loss of SiO2 created kaolinitic clay minerals. The SiO2/Al2O3 molar ratio ≈2 was suitable for generating aluminous clay minerals with 1:1 structures, such as kaolinite. Greater losses of SiO2 occurred and gibbsite formed at the top of the weathering profiles. Hematite formed as the main ferric mineral because the medium was alkaline with a high OH-/Fe ratio (> 2). The leaching of alkaline elements led to relative enrichment in some economically important elements, such as Sn, Nb, and REEs, in the lateritic profiles. However, the distribution of some of the metals, such as Pb, Zn, and REEs, in the weathering profile is very unusual and may be explained by some special characteristics of the paragenesis and the high activity of F in the solutions, which greatly influenced the weathering processes in two different ways. This halogen was responsible for the intense corrosion of even very resistent minerals and formed stable complexes, especially with hard cations such as REEs.

A dissertação versa sobre a lateritização do depósito Madeira que ocorre associado à fácies albita granito do granito Madeira (tipo A, ~ 1,82 Ga). O depósito Madeira situa-se na floresta amazônica, onde intemperismo químico é intenso e lateritização é um importante processo de formação de depósitos minerais. Este depósito representa um caso particular, onde a rocha-mãe é um depósito mineral; assim, mineralização primária e mineralização laterítica ocorrem no mesmo perfil. A rocha-mãe tem uma associação mineral incomum, que inclui quartzo, albita, k-feldspato, zircão, criolita (Na3AlF6), fluorita, polilitionite, riebeckita rica em Zn, F-anita rica em Zn, torita, cassiterita, pirocloro, columbita, xenotima, gagarinita- (Y), fluocerita-(Ce) e genthelvite. Uma característica importante da rocha é a sua riqueza em flúor (2 a 6% em peso), principalmente sob a forma de criolita ou fluroita na matriz. Inicialmente foram investigadas as alterações micromorfológicas destes minerais ao longo de perfis de intemperismo. Em seguida, os realizados estudos geoquímicos em perfis selecionados. Os dados químicos foram convertidos em proporções volumétricas para quantificar as variações nos teores de elementos em amostras com diferentes graus de lateritização, e foram realizados cálculos de balanço de massa tendo o Al como elemento de referência. Desta forma, foram obtidas muitas informações sobre os processos que atuaram na formação do perfil laterítico a partir do depósito Madeira. A rocha-mãe representava claramente um sistema aluminoso com quantidades mais baixas de Fe. A perda total de álcalis e perda parcial de SiO2 originou argilas cauliníticas. A razão molar de SiO2/Al2O3~2 foi adequada para a geração de minerais de argila aluminosos com estrutura 1:1, tais como a caulinita. Com a maior perda de SiO2 na parte superior do perfil ocorreu a formação de gibsita. Hematita é principal mineral de ferro formado porque o meio foi alcalino com alta razão OH/Fe (>2). A lixiviação de elementos alcalinos conduziu ao enriquecimento relativo de alguns elementos economicamente importantes, tais como Sn, Nb e ETR. No entanto, a distribuição de alguns metais, tais como o Pb, Zn e ETR, difere do padrão normalmente esperado no intemperismo, o que pode ser explicado por algumas características especiais da paragênese e pela alta atividade de F nas soluções, que influenciou os processos intempéricos de duas maneiras diferentes: intensa corrosão até mesmo de minerais muito resistentes e formação de complexos estáveis, especialmente com cátions duros, tais como os ETR. / The paper deals on the laterization of the Madeira deposit associated with the albite-enriched granite facies of the A-type Madeira granite (~1.82 Ga). The Madeira deposit is located in the Amazon rain forest, where chemical weathering is intensive and lateritization is a major process of ore deposit formation. This deposit represents a particular case, where the parent rock is an ore deposit; thus primary mineralization and lateritic mineralization occur in the same profile. The parent rock has an unusual mineral association, which includes quartz, albite, k-feldspar, zircon, cryolite (Na3AlF6), fluorite, polylithionite, Zn-rich riebeckite, Zn-F-rich annite, thorite, cassiterite, pyrochlore, columbite, xenotime, gagarinite-(Y), fluocerite-(Ce), and genthelvite. An important feature of the rock is the F richness (2 to 6% wt) mainly in the form of cryolite or fluorspar in the matrix. We first investigated the micromorphological changes of these minerals throughout the soil profile and then focused the geochemical studies in selected profiles. The chemical data were converted into volumetric proportions to quantify the variations in element contents in samples with different degrees of lateritization, and we performed mass balance calculations with Al as the reference element. In this way, we obtain many new constraints on the processes that formed the weathering profile from the Madeira deposit. The parental rock was a clearly aluminous system with lower amounts of Fe. The total loss of alkalis and partial loss of SiO2 created kaolinitic clay minerals. The SiO2/Al2O3 molar ratio ≈2 was suitable for generating aluminous clay minerals with 1:1 structures, such as kaolinite. Greater losses of SiO2 occurred and gibbsite formed at the top of the weathering profiles. Hematite formed as the main ferric mineral because the medium was alkaline with a high OH-/Fe ratio (> 2). The leaching of alkaline elements led to relative enrichment in some economically important elements, such as Sn, Nb, and REEs, in the lateritic profiles. However, the distribution of some of the metals, such as Pb, Zn, and REEs, in the weathering profile is very unusual and may be explained by some special characteristics of the paragenesis and the high activity of F in the solutions, which greatly influenced the weathering processes in two different ways. This halogen was responsible for the intense corrosion of even very resistent minerals and formed stable complexes, especially with hard cations such as REEs.

Made available in DSpace on 2015-04-22T21:58:49Z (GMT). No. of bitstreams: 1 Sanclever Freire Peixoto.pdf: 6315791 bytes, checksum: 7b2f41e4d19d8951666d1f4cf8d1be44 (MD5) Previous issue date: 2006-05-19 / CAPES - Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior / Presidente Figueiredo township is located on the northeastern Amazonas State. Geologically, it plays a major role, due to exposing profiles of different units with access favoured by highway BR-174, which links Manaus (AM) to Boa Vista (RR). It also plays a fundamental role on the State s economy, since it harbours a valuable mining province called Pitinga mine, situated nearly 300 km from Manaus, one of the main deposits of tin, rare minerals (Zr, Nb, Th, Ta, Y and ETR) and, criolite of the Amazonian Craton. The purpose of this study is to investigate the effects of laterisation on the sedimentary rocks of Prosperança Formation in the Presidente Figueiredo region and in the volcanic rocks of Iricoumé Group and granite rocks of Mapuera Intrusive Suite in the Pitinga Mine area. Thus, besides contributing to the region s paleoclimatic reconstruction, it allowed to evaluate Pitinga bauxite economical potentiality and verify the potential of utilizing the paleomagnetism technique on lateritic crusts as a relative dating tool of the supergenic processes occurring in Amazonia. Three profiles (P1, P2 and P3) were selected and their colour, textural and structural parameters studied. Mineralogical identification associated to the quantification of the major elements allowed for the semi-quantitative calculation of the main residual/supergenic minerals and bauxite potentiality evaluation. Different crust face petrographic laminas were made in order to aid on the mineralogical, structural and textural description. Trace elements and rare earths were also analyzed in order to investigate possible mineralizing and fractionating processes. The paleomagnetism technique was used to evaluate its potential use on lateritic crusts as well as to estimate the lateralization relative age in the region. Profile 1 is constituted from the base to the top by the paprolite, mottled horizon, massive to protonodular crust (faces Fe-Al), dismantled and soil, profile 2 by saprolitic horizon, protonodular to pisolitic crust (faces: Al, Al-Fe, Fe-Al and Al), dismantled and soil, while profile 3, with structure similar to Profile 2, by the saprolite horizon, vermiform and nodular crust (facies: Al, Fe-Al, Al-Fe and Al), dismantled and soil. If on one hand the crust s Al face on profile 1 was not sighted, due it having been locally erode on P1A and not exposed on P1B, on the other hand, on profiles 2 and 3 it is well developed (~4 m thick). Regarding the mineralogy, gibbsite, kaolinite, hematite, goethite, quartz and anatase are the most abundant minerals on the three profiles, yet, the presence of muscovite and illite differentiates P1 from the remaining ones. Gibbsite contents are significantly higher on profiles 2 and 3, whereas hematite and goethite dominate on P1 crust, in spite of high contents also occurring on profiles 2 and 3 Fe-Al faces. In all of them quartz is very low, but for P1 sandy facies. Anastase is also low and doesn t differ from one profile to the other. Major element chemical analysis showed Al2O3, SiO2, Fe2O3, P.F., TiO2 and, subordinately, P2O5 to be the most abundant, being that on P1 SiO2 > Al2O3 > P.F. > Fe2O3, while on P2 Al2O3 > P.F > Fe2O3 > SiO2 and on P3 Al2O3 > P.F > SiO2 > Fe2O3. It all indicates that these differences were strongly influenced by the mineralogical and chemical caracteristics of the protolite, once the process acting on the three profiles was the same. Concerning the trace element analysis, findings showed that Cd, Bi, Ag, Tl, Se, Cs and Be occur on contents below the detecting limits, that Zr, Ba, V, Sr, Y, Hf, Mn, Pb, Sc, Zn, U, Sb, Cu and Co are more abundant on P2, Nb, Th, Ga, Sn, W, Ta, As, Mo, Au and Hg on P3, while Rb and Ni predominate on P1. Higher contents on profiles 2 and 3 result from the protolite characteristics, since they were formed from igneous rocks, generally carrying minerals containing these elements. ETR (La, Ce, Pr, Nd, Sm, Eu, Gd, Tb, Dy, Ho, Er,Tm, Eb and Lu) analysis showed the highest contents to be on P2, the lowest on P3, while on P1 they are intermediate. Upward concave sub-x parallel curves, with negative anomaly in Eu sharper on P3, were obtained following the contents normalization indicating higher fractionation of that element relative to P2, while for P1 the lacg of data from the parent rock prevent it from being compared to the others under this aspect. Distribution pattern on those elements also showed that lateritization promoted greater ETRL enrichment relative to ETRP on P1 than on P2, while on profile 3 there was ETRP enrichment relative to ETRL. P2 and P3 chemical findings indicated industrial quality for refractary bauxite, especially that from P2. Paleomagnetic analyses showed that the natural remaining magnetization (NRM) intensity and magnetic susceptibility in the samples from the crust developed over the sedimentary rocks of Prosperança Formation (P1) are greater than over the igneous rock of the Uatumã Supergroup (profiles 2 and 3). That behaviour is due to the higher content in ferromagnetic minerals such as hematite and Fe-Ti oxides in the crust of that profile. As to declination and inclination, despite the findings still being rather preliminary, due to the dispersion error being high, the mean directions (P1: 347º N/-32º, P2: 332º N/-48º and P3: 306º N/-35º) point N-NW, present similar inclination to the current pole and show good correlation with the poles from 50 and 70 Ma, in other words, of the Paleogene. The three studied profiles are graded as mature, since in spite of the Al face not having been sighted on P1 the textural, structural, mineralogical and geochemical characterisation suggests its existence, and therefore, along with P2 and P3, are complete profiles. It is possible they have developed in Upper Cretaceous/Eocene interval. This age is coherent with the climatic conditions to the formation of bauxites, once in Brazilian Amazonia as well as in the Guianas the wet climate was dominant, besides being an age suggested for the correlate deposits of the Paragominas (PA), Juruti (PA), French Guiana and Suriname region. / O município de Presidente Figueiredo localiza-se no NE do Estado do Amazonas. Geologicamente, tem papel importante devido expor perfis de diferentes unidades com acesso favorecido pela rodovia BR-174 que liga Manaus (AM) a Boa Vista (RR). Também desempenha papel fundamental para a economia do estado, uma vez que encerra a mina do Pitinga, situada a cerca de 300 km de Manaus, uma das principais jazidas de estanho, metais raros (Zr, Nb, Th, Ta, Y e ETR) e criolita do Cráton Amazônico. Este trabalho teve como objetivo investigar os efeitos da lateritização nas rochas sedimentares da Formação Prosperança na região de Presidente Figueiredo e nas rochas vulcânicas do Grupo Iricoumé e graníticas da Suíte Intrusiva Mapuera na área da Mina do Pitinga. Assim, além de contribuir para a reconstrução paleoclimática da região, permitiu avaliar a potencialidade econômica das bauxitas do Pitinga e verificar o potencial da utilização da técnica de paleomagnetismo em crostas lateríticas como uma ferramenta de datação relativa dos processos supergênicos atuantes na Amazônia. Foram selecionados três perfis (P1, P2 e P3) e estudados seus parâmetros estruturais, texturais e de cor. A identificação mineralógica associada à quantificação dos óxidos maiores permitiu o cálculo semiquantitativo dos principais minerais residuais/supergênicos e avaliar as potencialidades da bauxita. Para auxiliar na descrição textural, estrutural e mineralógica foram confeccionadas lâminas petrográficas dos diferentes fácies das crostas. Foram também analisados os elementos-traço e terras raras para investigar possíveis mineralizações e processos de fracionamento. Para avaliar o potencial uso em crostas lateríticas e estimar a idade relativa da lateritização na região foi utilizada a técnica do paleomagnetismo. O perfil 1 (P1) é constituído da base para o topo pelo saprólito, mosqueado, crosta maciça a protonodular (fácies Fe-Al), desmantelado e solo, o perfil 2 (P2) pelo saprolítico, crosta protonodular a pisolítica (fácies: Al, Al-Fe, Fe-Al e Al), desmantelado e solo, enquanto o perfil 3 (P3), com estrutura semelhante ao 2, pelo saprolítico, crosta vermiforme e nodular (fácies: Al, Fe-Al, Al-Fe e Al), desmantelado e solo. Se por um lado no perfil 1 o fácies aluminoso da crosta não foi visualizado, devido, localmente, este ter sido erodido no P1A e não exposto no P1B, por outro, nos 2 e 3 ele é bem desenvolvido (~4 m de espessura). Em relação a mineralogia, a gibbsita, caulinita, hematita, goethita, quartzo e anatásio são os minerais mais abundantes nos três perfis, contudo a presença de muscovita e illita diferencia o P1 dos demais. Os teores de gibbsita são significativamente mais altos nos perfis 2 e 3, enquanto a hematita e a goethita dominam na crosta do P1, apesar de teores elevados também ocorrerem nos fácies Fe-Al do 2 e 3. Em todos eles o quartzo é muito baixo, com exceção do fácies arenoso do P1. O anatásio também é baixo e não difere de um perfil para outro. A análise química dos óxidos maiores mostrou que Al2O3, SiO2, Fe2O3, P.F., TiO2 e, subordinadamente, P2O5 são os mais abundantes, sendo que no P1 o SiO2 > Al2O3 > P.F. > Fe2O3, enquanto no P2 o Al2O3 > P.F > Fe2O3 > SiO2 e no P3 Al2O3 > P.F > SiO2 > Fe2O3. Tudo indica que essas diferenças foram fortemente influenciadas pela natureza do protólito, uma vez que o processo atuante nos três perfis foi o mesmo. Com relação a análise dos elementos-traço, os resultados mostraram que Cd, Bi, Ag, Tl, Se, Cs e Be ocorrem em teores abaixo do limite de detecção, o Zr, Ba, V, Sr, Y, Hf, Mn, Pb, Sc, Zn, U, Sb, Cu e Co são mais abundantes no P2, Nb, Th, Ga, Sn, W, Ta, As, Mo, Au e Hg no P3, enquanto Rb e Ni predominam no P1. Os teores mais altos nos perfis 2 e 3 resultam das características mineralógicas e químicas do protólito, uma vez que foram formados a partir de rochas ígneas, geralmente, portadoras de minerais que contêm esses elementos. A análise dos ETR (La, Ce, Pr, Nd, Sm, Eu, Gd, Tb, Dy, Ho, Er,Tm, Eb e Lu) mostrou que as maiores concentrações estão no P2, os menores no P3, enquanto no P1 são intermediários. Após normalização dos viii teores foram obtidas curvas subparalelas, côncavas para cima, com anomalia negativa em Eu mais acentuada no P3, o que indica maior fracionamento desse elemento em relação ao P2, enquanto para o P1 a ausência de dados da rocha-mãe impede compará-lo, sob esse aspecto, aos demais. O padrão de distribuição desses elementos mostrou também que a lateritização promoveu maior enriquecimento dos ETRL em relação aos ETRP no P1 do que no P2, enquanto no perfil 3 houve enriquecimento dos ETRP em relação aos ETRL. Os resultados químicos dos perfis P2 e P3 indicaram qualidade industrial para bauxita refratária, especialmente a do P2. As análises paleomagnéticas mostraram que a intensidade da magnetização remanescente natural (MRN) e a susceptibilidade magnética nas amostras da crosta desenvolvida sobre as rochas sedimentares da Formação Prosperança (P1) são maiores do que sobre as ígneas do Supergrupo Uatumã (perfis 2 e 3). Esse comportamento é devido ao maior conteúdo em minerais ferromagnéticos como a hematita e óxidos de Fe-Ti na crosta desse perfil. Quanto à declinação e inclinação, apesar dos resultados ainda serem bastante preliminares, devido os erros de dispersão das direções ser alto, as direções médias (P1: 347º N/-32º, P2: 332º N/-48º e P3: 306º N/-35º) apontam para N-NW, tem inclinação semelhante a do pólo atual e mostram boa correlação com os pólos de 50 e 70Ma, o que posiciona as crostas dos perfis no Paleógeno. Os três perfis estudados são classificados como maturos, pois apesar do fácies aluminoso não ter sido visualizado no P1 a caracterização textural, estrutural, mineralógica e geoquímica sugere sua existência, e portanto, juntamente com os P2 e P3, são perfis completos. É possível que tenham se desenvolvido no intervalo Cretáceo Superior/Eoceno. Essa idade é coerente com as condições climáticas favoráveis à formação das bauxitas, uma vez que na Amazônia Brasileira e nas Guianas o clima úmido era dominante, além de ser uma idade sugerida para depósitos correlatos da região de Paragominas (PA), Juruti (PA), Guiana Francesa e Suriname.