As jazidas de esmeraldas de Carnaíba e Socotó, situam-se na borda oeste da Serra de Jacobina, na parte NE do Estado da Bahia, próximas à cidade de Campo Formoso. O contexto geológico da área estudada compreende rochas metaultramáficas, hospedeiras das mineralizações estudadas, que estão imbricadas, tectonicamente, tanto às rochas metassedimentares do Grupo Jacobina, como às rochas gnáissico-migmatíticas polimetamórficas do embasamento arqueano (Complexo Metamórfico-Migmatítico). Os contatos das rochas metaultramáficas com as rochas metassedimentares (quartzitos) são tectônicos, por falhas de empurrão e marcados por forte milonitização (rúptil-dúctil); já os contatos com as rochas gnáissico-migmatíticas, também tectônicos, são caracterizados por falhas inversas de ângulos médios a altos, estando presentes ainda forte milonitização e efeitos de retrometamorfismo de baixo grau. Aos processos metassomáticos que originaram as mineralizações de esmeraldas. Neste trabalho foram estudadas em detalhe as mineralizações de Carnaíba, Marota e Socotó, Trecho Velho, ambas controladas por falhas de empurrão de ângulos médios a altos, mobilizados pegmatóides plagioclasíticos nelas injetados e flogopititos em zonas metassomáticas. Tanto os pegmatóides como os flogopititos são portadores (ou não) de mineralizações de esmeraldas, tanto em Carnaíba como em Socotó. Nas áreas de mineralização estudadas não foram observados contatos intrusivos e/ou quaisquer efeitos de metamorfismo de contato entre os conjuntos litológicos regionais e/ou locais graníticos, representados pelos batólitos de Carnaíba e Campo Formoso, assim como por corpos menores de microgranitos de Socotó Trecho Velho e as rochas metaultramáficas, de baixo grau metamórfico, localmente mineralizadas. Desses conjuntos petro-metalogenéticos, foram estudados os litotipos principais potencialmente envolvidos na gênese das mineralizações de esmeraldas, com métodos multidisciplinares: geológicos de campo e laboratoriais, principalmente mineralógico-petrográficos (incluindo a microtermometria de inclusões fluidas), cristalográficos e geoquímicos (incluindo química mineral e isótopos estáveis). Os resultados petrográfico-litogeoquímicos considerados mais importantes, mostraram a variabilidade composicional pré-metassomática das rochas metaultramáficas (de peridotídica, piroxenítica a olivina gabro-norítica), assim como sua possível derivação de rochas vulcânicas e/ou sub vulcânicas de sequências Vulcano-sedimentares pré-cambrianas antigas (proterozóicas inferiores ou arqueanas). Entretanto, não foi possível verificar nenhuma relação genética entre as rochas graníticas regionais 3/ou locais e as mineralizações de esmeraldas. As evidências encontradas indicam a origem das mineralizações estudadas relacionada a processos tectono-metamórficos e metassomáticos, posteriores a formação das rochas graníticas (do Complexo Metamórfico Migmatítico, dos Batólitos de Carnaíba e Campo Formoso e dos microgranitos de Socotó), por circulação de fluidos de origens profundas, magmático/pós-magmáticos e/ou metamórficos. As principais transformações metassomáticas de natureza alcalina potássica causaram enriquecimentos em K, Rb, Ba, Al, Ga, Zr, Y, La, Pb e U, e a transformação das rochas metaultramáficas em flogopititos. Nos garimps de Marota, Carnaíba e Trecho Velho, Socotó, foram confirmados nesta pesquisa 2 tipos de mineralizações de esmeraldas. O primeiro, denominado de tipo 1, e encontrado tanto em Carnaíba como em Socotó, é representado pelos veios pegmatóides plagioclasíticos dispostos discordantemente, com estruturas essencialmente rúpteis, aos corpos de rochas metaultramáficas. A partir destes veios configuram-se zonas bilaterais simétricas de alteração metassomática nas encaixantes, responsáveis pela formação dos flogopititos. Neste tipo de mineralização, os cristais de esmeraldas ocorrem tanto no veio pegmatóide (tipo 1-pegmatóide) como nas zonas de flogopititos (tipo 1-flogopitito). As esmeraldas são caracterizadas por apresentarem cores verdes a esverdeadas, mais fortes nos flogopititos do que nas bordas dos veios pegmatóides, apresentando-se fraturadas por deformações tectônicas. Possuem médios a altos teores de álcalis em seus canais estruturais, além de inclusões fluidas (IF) carbônicas, aquo-carbônicas ou aquosas aprisionadas a temperaturas mínimas entre 200 e 225°C, que corresponderia a temperatura mínima de formação dos cristais. As pressões dos fluidos no aprisionamento das IF/formação das esmeraldas estaria em torno de 1 a 2 Kbars, dados estes confirmados pelos altos teores de água nos canais estruturais. As esmeraldas de Socotó de tipo 1-pegmatóides apresentam uma ligeira expansão em direção em direção ao eixo cristalográfico a em relação às esmeraldas de mesmo tipo de Carnaíba. O segundo tipo de mineralização de esmeraldas, tipo 2, foi observado somente em Carnaíba (Marota). É representado por veios de quartzo, discordantes, não deformados, portadores de esmeraldas,posteriores aos veios pegmatóides plagioclasíticos. Num caso estudado, a esmeralda é perfeitamente idiomórfica e de cor verde intenso; possui altos teores de álcalis em seus canais estruturais, inclusões fluidas primárias essencialmente aquo-salinas, com temperaturas mínimas de aprisionamento dos fluidos entre 190 e 225°C, com sistema homogêneo de fluidos, e pressões médias de aprisionamento entre 220 a 400 bars, condições estas que corresponderiam a níveis crustais mais rasos. / The emerald deposits of Carnaíba and Socotó are located on the Western border of the Serra de Jacobina, in the Northeastern part of the State of Bahia, near the city of Campo Formoso. The geological context of the studied area comprises metaultramafic rocks hosting, locally, the emerald mineralizations. The metaultramafic rocks occur tectonically imbricated with the metasediments of the Jacobina Group and with polymetamorphic gneissic and migmatitic rocks of the Archean basement (Complexo Metamórfico Migmatítico). The contacts of the metaultramafics with the (overall quartzitic) metasediments are low-angle thrust faults evidencing conspicuous (ruptile-ductile)mylonitization. The contacts with the gneissic and migmatitic rocks are tectonic, too, although they consist of medium-to high-angle upthrusts. Strong mylonitization and low-grade retrometamorphism occur, as well. Associated with the regional tectono-metamorphic events there occurred, locally, metasomatic processes; these originated the emerald mineralizations. In this study, the mineralizations of Carnaíba - Marota and Socotó - Trecho Velho were investigated in detail. They are controlled in both areas by medium- to high-angle faults with or without injected plagioclasitic pegmatoids and always with phlogopitites forming zones of metasomatic alteration. Pegmatoids and phlogopitites of both sites, Carnaíba and Socotó, may (or not) contain emeralds. However, in neither of the study areas there were observed intrusive relationships and/or whatever else contact metamorphic phenomena, between the main regional and/or local granitic rocks (represented by the Carnaíba and Campo Formoso batholiths, as well as the rather small microgranitic intrusions od Socotó - Trecho Velho) and the low-grade regional metamorphic metaultramafics with local emerald mineralizations. In the outlined petro-metallogenetic context, the main lithotypes potentially envolved with the emerald mineralizations were studied with multidisciplinary methods, including field geology and, as main laboratory work, mineralogical and petrographical techniques (including fluid inclusions microthermometry), X-ray crystallography, IR-spectroscopy and geochemistry (including bulk rock major and trace element analytics, mineral chemistry and stable isotopes). The main petrographical and bulk geochemistry results revealed the premetasomatic variability of the metaultramafic rocks, ranging from peridotitic to pyroxenitic and olivine-gabbro noritic compositions, as well as their possible derivation from volcanic and/or subvolcanic protoliths of volcano-sedimentary (supra-crustal) sequences of old precambriam (lower Proterozoic or Archean) age. However, it was not possible to establish specific genetical relationships between any of the regional and/or local granitic rocks and the emerald mineralizations. All the evidences found indicate the origin of the studied emerald mineralizations as related with tectono-metamorphic and metasomatic processes younger than the granitic rocks (of the Complexo Metamórfico Migmatitico, the Carnaíba and Campo Formoso batholiths and the Socotó microgranites), due to fault-related circulation and interactions of fluids of deep crustal, magmatic to postmagmatic and/or metamorphic origins with the metaultramafic wall-rocks. These caused alkaline-potassic alterations with enrichments (from more to less systematic) of: K, Rb, Ba, Al, Ga, Zr, Y, La, Pb and U, along with the transformation of the metaultramafics into phlogopitites. The diggings (garimpos) of Marota, Carnaíba and Trecho Velho, Socotó host two types (and generations) of emerald mineralizations. The older one, designated as type 1, was found in Carnaíba and Socotó and consists of pegmatoid plagioclasitic discordant veins, disposed in a system of essentially ruptile structures of medium- to high-angle transtensive and transpressive faults and fractures. These veins caused the metasomatic alteration and transformation of the metaultramafic wall rocks into phlogopitites, occurring as bilateral symmetrical zones. In this type of mineralization the emeralds occur in the vein itself (type 1-pegmatoid) and in the vein-related, adjacent phlogopitite zones (type 1-phlogopitite). The emeralds show typical greenish and green colours, being stronger coloured in the phlogopitite and in the adjacent border zones of the veins, and are commonly fractured, due to younger tectonics. They possess high alkali contents (mainly Na) in the crystallographic channels and carbonic, hydrous and carbonic, and hydrous fluid inclusions (FI). The FI were entrapped at minimum temperatures of 200 - 225°C that may be considered as the minimum formational temperatures of the emerald crystals. The fluid pressures during the crystallization of the emeralds were realtively high, as evidenced by the high fluid contents of the crystallographic channels. The FI studies indicate a heterogeneous fluid system and entrapement pressures in the range of 1 - 2 Kb. The type 1 -pegmatoid emeralds od Socotó present a slight expansion of crystallographic \'a IND. O\' when compared to their analogues of Carnaíba. The second type of mineralization (type 2) was studied only at Carnaíba (Marota). It occurs as emerald mineralization (type 2) was studied only at Carnaíba (Marota). It occurs as emerald mineralized non-deformed (discordant) quartz veins younger than the pegmatoid plagioclasitic veins and mineralizations. The emerald crystals are perfectly idiomorphic, of intense green colour and show high alkali contents in the crystallographic channels. The primary FI are essentially hydrous and saline, indicating the entrapement of a homogeneous fluid system at minimum temperatures of 190 - 225°C and mean fluid pressures of 220 - 400 b, conditions that clearly point to a shallower crustal depth of formation.

A mina do Pari localiza-se na borda nordeste do Quadrilátero Ferrífero, no município de Santa Bárbara, distrito de Florália, Estado de Minas Gerais. A mina foi lavrada desde o século passado até 1937, por métodos exclusivamente rudimentares; na recuperação do ouro, entretanto, obtinha-se excelentes resultados. A pesquisa geológica da região da Folha Florália 1:25.000 registra os estudos da equipe do convênio USGS-DNPM de cartografia apenas por fotointerpretação e levantamentos de perfis regionais integrados, na escala 1:150.000 (Dorr, 1969), reconhecendo anfibolitos no morro do Pari. Nos trabalhos mais recentes do orientador e sua equipe, com a participação do autor, detectou-se que a mina do Pari se insere no contexto do Supergrupo Rio das Velhas, representado pela presença dos grupos Quebra Osso e Nova Lima em posição estratigráfica normal, e contínuos, regionalmente, até os locais tipo do Quadrilátero Ferrífero, a W. Nos trabalhos dessa pesquisa, realizados durante a reavaliação da mina do Pari, foi possível estudar perfis contínuos de rochas não-intemperizadas (obtidas em sondagens profundas) e elaborar, para o Grupo Nova Lima, uma subdivisão em quatro unidades litoestratigráficas locais, denominadas informalmente, de A, B, C e D. A unidade A caracteriza-se pela ocorrência de possíveis metagrauvacas; a unidade B, por derrames de rochas basálticas ricas em Fe, metamorfizadas, com raras intercalações de formações ferríferas bandadas (bif\'s) tipo Algoma. A unidade C constitui-se essencialmente de rochas metavulcânicas básicas finas (anfibolitos) e, por fim, a unidade D, que tem ocorrência regionalmente restrita e discontínua por falhamentos de empurrão, por derrames metabásicos de pequenas espessuras intercalados com bif \'s e carbonatos, atestando intensa sedimentação química. O metamorfismo regional principal que afetou a borda SE do Cráton do São Francisco, de idade proterozóica inferior e intensidade crescente para E, foi, na área do morro do Pari, de fácies xisto verde superior (sub-fácies epídoto-anfibolito, na zona da granada) - transicional para anfibolito e, claramente, afetou a mineralização. Com o uso do geotermômetro da arsenopirita foi possível confirmar nos minérios de ouro da mina do Pari a presença de duas gerações do mineral, textural e composicionalmente distintas. A primeira é representada por arsenopiritas com formas xenomórfico-irregulares, muito ricas em inclusões minúsculas de outros sulfetos (calcopirita, pirrotita e esfalerita), ouro e minerais de ganga, indicando temperaturas de reequilíbrio metamórfico de 320 a 445°C. A segunda é produto de metamorfismo da primeira, ocorrendo em cristais idiomórficos, virtualmente isentos de inclusões. Forma ou cristais individuais ou bordas idioblásticas sobre arsenopiritas da primeira geração, muitas vezes preservando-as parcialmente, como núcleos palimpsésticos. As arsenopiritas da segunda geração indicam temperaturas de pico metamórfico bem definidas em torno de 500°C. O ouro ocorre em proporção menor como inclusões diminutas (com granulometria média de 5-10\'mü\') nas arsenopiritas e, eventualmente, em magnetitas (ouro refratário \'< ou =\' 15% do total). O resto é ouro livre grosso (em grãos de décimos de mm), formado por liberação das arsenopiritas da primeira geração e subseqüente crescimento por cristalização acretiva no curso do processo metamórfico principal. Tanto o ouro refratário como o ouro livre têm composições próximas, nas faixas de Au (81-83,5) :Ag (19-16,5) e de Au (83,3-86) :Ag (16,7-14), respectivamente, indicando, mesmo para o ouro refratário do Pari, em comparação ao ouro refratário de São Bento, reequilibrio metamórfico parcial, perda de Ag e enriquecimento de Au na liga natural do metal. A mineralização do morro do Pari é considerada de origem vulcano-exalativa próximal e singenética, por suas características geológicas, petro-metalogenéticas e geoquímicas. Os efeitos de tipo wall-rock alteration são raros e subordinados, de tal forma que nem os processos metamórficos superimpostos, bastante vigorosos do metamorfismo regional principal proterozóico, conseguiram mascarar as características primárias, incluindo heterogeneidades e polaridades geoquímicas específicas nos perfis do minério sulfetado de ouro, das encaixantes e dos anfibolitos associados da seqüência vulcano-sedimentar arqueana. Os processos tectono-metamórficos proterozóicos tiveram principalmente efeitos mineralógico-texturais. Nos minérios, contribuiram para enobrecer suas características de interesse econômico, acarretando aumentos do teor de Au na liga natural do ouro e maior grau de liberação de suas partículas. Causaram ainda as paragêneses metamórficas regionalmente observadas e, nas rochas dos terrenos TTG, sobretudo em zonas de falhas, feldspatização potássica, metassomática. O ambiente geológico-metalogenético da mina do Pari é, no geral, bastante similar àquele das mineralizações e jazidas do tipo Oriental, do Kolar Gold Field, na Índia, que, segundo alguns autores, também apresentam evidências mineralógico-petrográficas e termodinâmicas sugerindo origens primárias vulcano-exalativas. Comparativamente, a mina São Bento, também no Quadrilátero Ferrífero, localizada a menos de 20 km (1inha aérea) a W da mina do Pari, possui grau metamórfico mais baixo (fácies: xistos-verdes média; geotermometria de arsenopiritas: < 300 - 400°C) e as características de sua mineralização diferem bastante, sobretudo quanto à granulometria do Au e ao grau de liberação. Predomina ouro refratário, que perfaz mais de 80% do total, ocorrendo como inclusões em arsenopiritas e piritas. Predomina quantitativamente o ouro incluso nas arsenopiritas que é, texturalmente, perfeitamente comparável àquele da mina do Pari. Químicamente, entretanto, é mais pobre em ouro, apresentando composições de Au (65-70) :Ag (35-30). Essas diferenças são atribuídas à menor intensidade dos processos tectono-metamórficos que aí atuaram, mais específicamente, às temperaturas mais baixas que causaram menor remobilização nas massas sulfetadas portadoras de Au. Podem, entretanto, existir também diferenças geoquímicas primárias entre as ligas naturais do ouro refratário incluso nas arsenopiritas das duas jazidas, visto que as características petro-metalogenéticas gerais do intervalo litoestratigráfico do grupo Nova Lima que inclui a mineralização de São Bento não evidenciam derrames de rochas básicas sinsedimentares no local, indicando mais para um ambiente de mineralização, vulcano-exalativo distal. / The Pari gold mine is located in the NE part of the Quadrilátero Ferrífero, Santa Bárbara Township, Florália District, State of Minas Gerais. It was mined from the last century until 1937 with rudimentary methods; however, the gold recovery was excellent. The main earlier investigations in the area of Florália (Florália 1:25,000 topographic sheet) include a regional survey and geological map published in the scale 1:150,000 by the USGS-DNPM joint venture (Dorr, 1969) that revealed the occurrence of anphibolites at the Morro do Pari, and the petrographical and metallogenetical descriptions of the Pari gold mine by Moraes & Barbosa (1939). More recent and current studies (including this dissertation) showed that the Pari mine is hosted by the Rio das Velhas Supergroup, comprising at the site of the mine, the Quebra Osso and Nova Lima groups in normal stratigraphic setting. Both groups are regionally continuous until the type localities in the Quadrilátero Ferrífero to the W (Schorscher et al. 1982; 1986; 1990; 1991; Inda et a1., 1984; Alves, 1986; Schorscher, 1988; 1991; 1992; among others). This study was carried out during the economic reavaluation of the abandoned Pari gold mine by UNAMGEN Min. Met. Ltd. company; thus, unweathered rock and ore samples of continuous deep bore core profiles were available. It was possible to define a local informal stratigraphical subdivision of the Nova Lima Group with four units, from botton to top, referred to as A, B, C, and D. Unit A includes possible metagraywackes; unit B consists mainly of Fe-rich basaltic metavolcanics (flows) containing rare interlayers of Algoma-type BIFs. Unit C comprises essentially fine grained basic metavolcanics (amphibolites). Unit D is a succession of metabasics of thin flow units, BIFs and metamorphosed carbonate rocks, attesting to quite intense chemical sedimentation; this unit shows a more restricted, discontinuous areal distribution due to intensive W-vergent thrust tectonics. The main regional metamorphic event affected the SE border of the São Francisco Craton during the Early Proterozoic and shows increasing grade from W to E. In the Morro do Pari area it reached conditions of the uppermost greenschist facies transitional to the amphibolite facies (garnet zone of the epidote-amphibolite subfacies). It also affected the sulphide gold mineralization. Two different arsenopyrite (Aspy) generations texturally occur in the ore. The older one consists of xenomorphic individuals that are very rich in tiny inclusions of other sulphides (chalcopyrite, pyrrhotite, sphalerite), gold and gangue minerals. The As-in-Aspy geothermometer indicates metamorphic reequilibrium temperatures of 320 to 445°C. The second Aspy generation is idiomorphic and virtually barren of inclusions. It occurs either as idioblastic individual crystals or as idioblastic overgrowths on individuals of the first Aspy generation evident as palimpsestic cores. The second Aspy generation shows well-defined metamorphic peak temperatures of \'APROXIMADAMENTE IGUAL A\' 500°C (As-in-Aspy geothermometer). The gold occurs to a lesser amount as 5-10 \'mü\'m sized inclusions in first generation Aspy and, eventually, in magnetite (refractory gold \'< OU =\'15% of the total). The main part of the gold is coarse, free gold usually as grains several l00 \'mü\'m in size. It was expelled and grew by accretive crystallization during the metamorphic transformation of the Aspy generations. Both refractory and free gold show similar compositions ranging between Au(81-83,5) :Ag and Au(83,3-86) :Ag, respectively. These compositions demonstrate the partial loss of Ag and enrichment of Au during the metamorphic reprecipitation and growth processes of the natural gold. The gold mineralization of the Morro do Pari had been volcanic exhalative, syngenetic origins and was formed proximally to an active centre of submarine basaltic eruptions during a calm period, in Archean time. Wall rock alteration processes are of little importance. Neither these nor the far more vigorous regional metamorphic processes were able to destroy the well-defined, lithostratigraphically controlled primary geochemical characteristics and polarities in the profiles of the ore horizon, the adjacent host rocks or the associated amphibolites of the Archean greenstone belt succession. The Proterozoic tectono-metamorphic processes caused mainly mineralogical and textural transformations. They increased the grain size, Au-content and the degree of textural liberation of the gold particles thereby contributing to a higher economic value of the gold ores. They were also responsible for the metamorphic mineral assemblages of the Precambrian country rocks and for potassic metasomatic feldspathization in the regional TTG-granitoids and gneiss complex, mainly along shear zones. The geological and metallogenetical characteristics of the Pari gold mine are quite similar to those of the Oriental-type Kolar Gold Field deposits. There, several authors suggested primary volcanic exhalative, syngenetic origins too based on mineralogical, petrographical and physical-chemical data. Comparatively, the São Bento gold mine, located about 20 km to the W in the Quadrilátero Ferrífero, shows a lower metamorphic grade (middle greenschist facies parageneses and As- in-Aspy geothermometer temperatures of <300-400°C) and some different ore characteristics as well. Refractory gold inclusions in Aspy and pyrite (Py) represent more than 80% of the total gold. Gold inclusions in Aspy predominate and are texturally identical to their analogues from Pari. However, they have compositions of Au(65-70) :Ag, poorer in Au than are the inclusions in Py. These show compositions of Au(82-87) :Ag similar to those from Pari and the idiomorphic habit of the hosting Py indicates metamorphic reequilibration, too. However, there is additional geological and petro-metalogenetical differences between Pari and São Bento that may have influenced the natural gold compositions. While Pari was originated in an environment proximal to an active volcanic centre of the Rio das Velhas greenstone belt, the São Bento gold mineralization is hosted by a lithostratigraphic interval of the Nova Lima Group that consists entirely of a metasedimentary succession of fine-grained clastic and chemical origins. Synsedimentary volcanics are not known. The São Bento gold mineralization is also considered to be of syngenetic volcano-exhalative origins, however, it was formed in an environment distal to whatever active volcanic centre of the Rio das Velhas greenstone belt that may have been its source.

A área mapeada está localizada a cerca de 15 km a sul do município de Santa Bárbara, Minas Gerais, na porção leste do Quadrilátero Ferrífero, especificamente na folha Catas Altas. As três unidades litoestratigráficas que a compõem são: a seqüência de rochas metaultramáficas do Grupo Quebra Osso, ocupando a porção ocidental, em contato tectonizado com a sequência de rochas metassedimentares da Serra da Boa Vista (porção central), que está em contato tectônico por falha de empurrão com as rochas do Complexo Gnáissico-Migmatítico, que ocupam a porção oriental. A Serra da Boa Vista, alvo principal deste trabalho, é composta de uma seqüência metassedimentar clástica e subordinadamente química, compreendendo cinco unidades principais, da base para o topo: 1) quartzitos, quartzo-mica-xistos e filonitos do contato; 2) metaconglomerado basal, lenticular e descontínuo; 3) unidade aurífera da Mina do Quebra Osso, composta de quartzo-mica-xistos com fuchsita, grafita e pirita abundante e BiF\'s a metacherts subordinados; 4) metaconglomerados E/W, com estratificação gradacional e 5) quartzitos Serra da Boa Vista, com quartzitos brancos e subordinadamente quartzo-mica-xistos. O modelo evolutivo proposto envolve dois ciclos sedimentares em bacia tectonicamente ativa, sendo o inferior de influência de fan aluvial incluindo as três primeiras unidades supra citadas; e o segundo ciclo de influência de \"braided alluvium\" e planície costeira, composto pelas duas últimas unidades. No contexto geológico regional, envolvendo os supergrupos Minas e Espinhaço, a Seqüência da Serra da Boa Vista é interpretada como um fácies transicional. As paragêneses metamórficas observadas e comparação com o contexto regional indicam fácies metamórfico do grau xisto verde médio a superior. A estruturação é de uma sinforma com aba leste em posição invertida e aba oeste em posição normal, formando uma estrutura homoclinal orientada segundo aproximadamente N20W/70NE. As mineralizações em ouro na área mapeada ocorrem em litotipos pertencentes ao Supergrupo Rio das Velhas e à Seqüênciada da Serra da Boa Vista. Estudos mineralógicos-petrográficos e geoquímicos-estatísticos apontam para mineralização na Seqüência da Serra da Boa Vista como originadas por diferentes processos: para a Mina do Quebra Osso, predominam processos de precipitação química sin-sedimentares a sin-diagenéticas em ambiente redutor, com posterior remobilização metamórfica e fixação de ouro em óxidos hidratados de ferro; para os metaconglomerados a origem do ouro seria por deposição detrítica do tipo \"paleoplacer\". Para as formações ferríferas do Supergrupo Rio das Velhas, a geoquímica e forma de ocorrência indicam depósitos \"stratabound\" sendo, a nível interpretativo, considerados de origem singenética. / The mapped area is located around 15 km South of Santa Bárbara, M.G., in the Eastern portion of the Iron Quadrangle. The three main lithostratigraphic units which compose the area are: the metaultramafic sequence of Quebra Osso Group in the Western portion, in tectonized contact with the metasedimentary sequence of rocks of Serra da Boa Vista (in the center), which is in tectonic contact by thrust fault with the Gnaissic-Migmatic Complex, which occupies the Eastern portion. The Serra da Boa Vista, main aim of the present work, is composed of a metasedimentary clastic sequence, and secondly chemical, involving five main units, from base to top: 1) quartzites, quartz-mica-schists and filonites of the contact; 2) basal metaconglomerates, in lenses and discontinuous; 3) the gold-bearing unit of Quebra Osso mine, composed of quartz-mica-schists with fuchsite, grafite and abundant pyrite, and BiF to metachert in minor importance; 4) metaconglomerates E/W, with gradational stratification and 5) the Serra da Boa Vista quartzites, composed of white quartzites and secondly of quartz-mica-schists lenses. The proposed evolution model involves two sedimentary cicles in a tectonic active basin: the lower one of the alluvial-fan type, and the upper one of the braided alluvium type. In a broad geological context including the Minas and Espinhaço Supergroups, the Serra da Boa Vista sequence is interpreted as a transicional facies. The metamorphic paragenesis observed compared to the regional context points to medium-to-superior greenschist metamorphic facies. The structure is sinformal type with the East limb inverted and the West limb normal, forming a homoclinal structure with strike of N20W and dipping 70 NE. The gold mineralizations of the mapped area occur in linotypes of the Rio das Velhas Supergroup and of the Serra da Boa Vista sequence mineralogical-petrographical and geochemical statistical studies point to different processes generating the mineralizations in the Serra da Boa Vista Sequence: for the Quebra Osso mine predominates sin-sedimentary to sin-diagenetic chemical precipitation process with later metamorphic remobilizations and fixation of gold through lateritic process; for the metaconglomerates, the origin of the gold would be due to detritical deposition of the paleoplacer type. For the Archean iron formations of the Rio das Velhas Supergroup, the geochemistry, and shape of the bodies point to stratabound deposits being, on a interpretative level, considered of sin-genetic filiation.

O depósito primário polimetálico (Sn, W, Zn, Cu, Pb) Correas, situa-se em terrenos pré-cambrianos da Faixa Ribeira, na porção sul do Estado de São Paulo. Dados geológicos obtidos em etapas de mapeamento e sondagem, juntamente com estudos petrográficos, geoquímicos, isotópicos e de inclusões fluidas, apontam para a relação espacial e genética de mineralização com rochas graníticas muito fracionadas (topázio-muscovita-albita granitos) do Maciço Correas. Essas rochas, ligeiramente peraluminossas, apresentam características químicas, mineralógicas e isotópicas (Rb-Sr, Sm-Nd e \'delta\'\'POT. 18\'O) semelhantes a granitos do Tipo A e granitos muito fracionados do Tipo I. Também são muito similares a topázios-granitos, um grupo especial de rochas félsicas, enriquecidas em F e elementos litófilos, às quais, vários depósitos de metais raros encontram-se associados. Os principais tipos morfológicos que abrigam a mineralização de estanho e tungstênio são: veios, bolsões e stockworks de quartzo, bordejados por greisens (mica-topázio-quartzo-greisen e brecha-greisen), com porções de brechas associadas. Os minerais de minério mais abundantes no depósito são cassiterita e wolframita, seguidos de pirita, esfalerita e calcopirita. Os principais minerais de ganga são quartzo, topázio, fluorita e micas (muscovita, fengita, siderofilita, protolitionita e zinvaldita). Etapas sucessivas de hidrofraturamento, circulação de fluidos, alteração/precipitação e fechamento de fraturas, associados com processos de efervescência ou \'boiling\', teriam sido responsáveis pela formação dos veios e \'stockworks\'. A dinâmica e a seqüência de eventos propostos, baseou-se nas evidências de aprisionamento heterogêneo das inclusões fluidas, em condições de pressão flutuante (imiscibilidade/efervescência), o que é corroborado pelas características morfológicas dos corpos de minério. O estudo de inclusões fluidas indicou a presença de um fluido tipicamente magmático (CO2 \'+ OU -\'CH4, H2O, NaCl, KCI, FeCI2), parcialmente misturado com fluidos meteóricos, o que foi confirmado pelo estudo de isótopos estáveis de oxigênio e hidrogênio. Os valores de \'delta\' \'POT. 18\'O do quartzo, relativos aos principais tipos morfológicos do depósito, são pouco variáveis (9.9 a 10.9°/oo - média de 10.5°/oo), o que sugere uma deposição em condições geoquímicas semelhantes, a partir de fluidos tipicamente magmáticos. A composição isotópica da água (\'delta\' \'POT. 18\'O = 4.13 a 6.95 °/oo), estimada indiretamente nos veios de quartzo \'stockwork\', também apresenta valores pouco variáveis e compatíveis com fontes magmáticas (usualmente em torno de 6 a 8°/oo), cujo pequeno decréscimo pode ter sido causado por reequilíbrio, a temperatura mais baixa, com rochas ígneas já cristalizadas. Fases micáceas fluor-litiníferas em mica greisens tardios, mostram valores \'delta\' \'POT. 18\'O (4.7 a 5.2°/oo) significativamente rebaixados em relação às taxas de \'delta\' \'POT. 18\'O do quartzo (10.5°/oo), evidenciando a interação com água meteórica. A introdução de uma nova fase aquosa, com características mais redutoras, teria provocado mudanças nas condições físico-químicas de oxi-redução do sistema hidrotermal e favorecido a deposição de sulfetos. As temperaturas de deposição do minério estano-tungstenífero, estimadas através de curvas experimentais dos pares minerais quartzo-cassiterita e quartzo-wolframita, presentes nos veios de quartzo stockwok, situam-se no intervalo entre 460\'GRAUS\' e 330 \'GRAUS\'C (média de 395\'GRAUS\'\'+ OU -\' 65\'GRAUS\'C). Para a ganga quartzosa, os dados de inclusões fluidas fornecem intervalos de temperatura variáveis entre 440\'GRAUS\' e 210\'GRAUC (média de 325\'GRAUS\' \'+ OU -\' 115\'GRAUS\'C), com pressões variando entre 2.6 e 0.8 Kbars. Os dados isotópicos indicam que, durante os estágios iniciais de desenvolvimento do sistema hidrotermal, predominaram processos tipicamente magmáticos, envolvendo reequilíbrio, a temperaturas subsólidas (\'APROXIMADAMENTE IGUAL A\'650\'GRAUS\'C), de um fluido de derivação magmática com o granito do qual foi exsolvido, além de fracionamentos do tipo CO2-H2O, \'CH IND. 4\'-\'H IND. 2 O\', \'H IND. 2 O\'-melt e \'H IND. 2\'-\'H IND. 2 O\'. Nos estágios mais avançados de evolução fluidal, etapas sucessivas de fraturamento devem ter favorecido a percolação de fluidos meteóricos, bem como o decréscimo da temperatura, passando a predominar um sistema convectivo predominantemente meteórico-hidrotermal. Vários aspectos geológicos, mineralógicos, paragenéticos, geoquímicos, isotópicos, etc., intrínsecos ao depósito Correas, assemelham-se mais àqueles relativos aos depósitos do tipo \" Sistemas de Veios (Sn-W)\", do que aos depósitos relacionados a sistemas hidrotermais do tipo \"Cobre Pórfiro\", ambos estudados detalhadamente em escala mundial. / The Correas (Sn, W, Zn, Cu, Pb) primary deposit, in the Ribeira Fold Belt, southern part of São Paulo State, is dominantly a vein-type quartz-wolframite deposit, genetically associated to the highly evolved and differentiated topaz-muscovite-albite granite of the Correas Massif. This granite variety is slightly peraluminous in character, and show Rb-Sr, Sm-Nd \'ANTPOT. 18 O\'/ \'ANTPOT. 16 O\' isotopic features of highly fractionated A-Type or I-Type granites. It also has mineralogical and chemical composition (enrichment in F and lithophile elements) similar to the Low-\'P IND.2 O IND.5\' subtype of topaz granites, a group of felsic rocks related with rare-metal ore deposits. The granite-related Sn-W mineralization belongs to the following structural types: lode/stringer, pods, stockworks (exo-endocontact), and their greisen border types encompassing mica-topaz-quartz greisen and mica-greisen, accompanied by breccia. The most abundant ore minerals are cassiterite and wolframite, followed by pyrite, sphalerite and chalcopyrite. The main guangue minerals are quartz, topaz, fluorite and mica (muscovite, phengite, syderophyllite, protolithionite and zinnwaldite). Successive phases of fluid circulation accompanied by hydraulic fracturing, hydrothermal alteration, ore precipitation and fracture sealing, associated to boiling processes of the ore-forming fluids, are responsible for producing the vein and stockwork bodies. The proposed continuous sequence of events is mainly depicted from an heterogeneous fluid-inclusin trapping under variable pressure conditions (immiscibility/boiling), which is reinforced by the ore-body morphological types. A typical magmatic fluid (CO2 0+- CH4, H2O, NaCl, KCl, FeCL2), partly mixtured with meteoric fluids, is largely confirmed by oxygen and hydrogen stable isotope studies. \'delta\' \'POT. 18\'O values of quartz from quartz-veins, stockworks and breccias, range from 9.9 to 10.9 °/oo (average 10.5 °/oo) typical of magmatic fluids. This indicate that quartz deposit took place under restricted geochemical conditions from the same type of magmatic fluids. The calculated \'delta\' \'POT. 18\'O for water (quartz-veins) vary from 4.13 to 6.95 °/oo, well in agreement with fluids derived from magmas, (usually about 6 - 8 °/oo), a bit decreased by lower temperature exchange with crystalized igneous rocks. The \'delta\' \'POT. 18\'O values of fluor-lithium micas from late mica-greisen bodies range from 4.7 to 5.2 °/oo, imply \'delta\' \'POT. 18\'O significant depletion in relation to the \'delta\' \'POT. 18\'O \'APROXIMADAMENTE\' 10.5 °/oo of quartz. These are likely to indicate a significant component of exchanged meteoric hydrothermal water in the late hydrothermal fluids. The introduction of a new and more reduced aqueous phase into the system might have caused redox changes of the fluid system, and thus favored sulphide deposition. An attempt was made to determine depositional temperatures from quartz-cassiterite and quart-wolframite pairs from the stockwork and quartz-veins. The depositional temperatures obtained from the experimental curves, are in the range of 330° to 460°C, and average APROXIMADAMENTE 395° \'+ OU -\' 65°C. Depositional temperatures from coexisting quartz in the gangue mineral assemblage, provided by detailed fluid inclusion studies, range from 210° to 440°C (average 325° \'+ OU -\' 115°C), at pressures conditions variable from 0.8 to 2.6 Kb. The isotopic data indicate that the initial stages of the hydrothermal system evolution, appear to be magmatic dominant, consistent with an origin of fluids of magmatic origin that had equilibrated with granite at subsolidous temperatures from approximately 650°C. Subsequent phases of brittle fracture formation, above the brittle-ductile transition, reactivated at times, favored meteoric fluid percolation and temperature decline. In this scenario, a meteoric hydrothermal convective system will predominate toward the more evolved fluid evolution stages. Many aspects of the geology, mineralogy, paragenesis, stable isotope geochemistry, geochemical environment, etc., of ore deposition of the Correas deposit appear to be much more similar to the Sn-W vein-deposit type than other Sn-W porphyry systems, which have been studied in detail on a world-scale.

A mina do Pari localiza-se na borda nordeste do Quadrilátero Ferrífero, no município de Santa Bárbara, distrito de Florália, Estado de Minas Gerais. A mina foi lavrada desde o século passado até 1937, por métodos exclusivamente rudimentares; na recuperação do ouro, entretanto, obtinha-se excelentes resultados. A pesquisa geológica da região da Folha Florália 1:25.000 registra os estudos da equipe do convênio USGS-DNPM de cartografia apenas por fotointerpretação e levantamentos de perfis regionais integrados, na escala 1:150.000 (Dorr, 1969), reconhecendo anfibolitos no morro do Pari. Nos trabalhos mais recentes do orientador e sua equipe, com a participação do autor, detectou-se que a mina do Pari se insere no contexto do Supergrupo Rio das Velhas, representado pela presença dos grupos Quebra Osso e Nova Lima em posição estratigráfica normal, e contínuos, regionalmente, até os locais tipo do Quadrilátero Ferrífero, a W. Nos trabalhos dessa pesquisa, realizados durante a reavaliação da mina do Pari, foi possível estudar perfis contínuos de rochas não-intemperizadas (obtidas em sondagens profundas) e elaborar, para o Grupo Nova Lima, uma subdivisão em quatro unidades litoestratigráficas locais, denominadas informalmente, de A, B, C e D. A unidade A caracteriza-se pela ocorrência de possíveis metagrauvacas; a unidade B, por derrames de rochas basálticas ricas em Fe, metamorfizadas, com raras intercalações de formações ferríferas bandadas (bif\'s) tipo Algoma. A unidade C constitui-se essencialmente de rochas metavulcânicas básicas finas (anfibolitos) e, por fim, a unidade D, que tem ocorrência regionalmente restrita e discontínua por falhamentos de empurrão, por derrames metabásicos de pequenas espessuras intercalados com bif \'s e carbonatos, atestando intensa sedimentação química. O metamorfismo regional principal que afetou a borda SE do Cráton do São Francisco, de idade proterozóica inferior e intensidade crescente para E, foi, na área do morro do Pari, de fácies xisto verde superior (sub-fácies epídoto-anfibolito, na zona da granada) - transicional para anfibolito e, claramente, afetou a mineralização. Com o uso do geotermômetro da arsenopirita foi possível confirmar nos minérios de ouro da mina do Pari a presença de duas gerações do mineral, textural e composicionalmente distintas. A primeira é representada por arsenopiritas com formas xenomórfico-irregulares, muito ricas em inclusões minúsculas de outros sulfetos (calcopirita, pirrotita e esfalerita), ouro e minerais de ganga, indicando temperaturas de reequilíbrio metamórfico de 320 a 445°C. A segunda é produto de metamorfismo da primeira, ocorrendo em cristais idiomórficos, virtualmente isentos de inclusões. Forma ou cristais individuais ou bordas idioblásticas sobre arsenopiritas da primeira geração, muitas vezes preservando-as parcialmente, como núcleos palimpsésticos. As arsenopiritas da segunda geração indicam temperaturas de pico metamórfico bem definidas em torno de 500°C. O ouro ocorre em proporção menor como inclusões diminutas (com granulometria média de 5-10\'mü\') nas arsenopiritas e, eventualmente, em magnetitas (ouro refratário \'< ou =\' 15% do total). O resto é ouro livre grosso (em grãos de décimos de mm), formado por liberação das arsenopiritas da primeira geração e subseqüente crescimento por cristalização acretiva no curso do processo metamórfico principal. Tanto o ouro refratário como o ouro livre têm composições próximas, nas faixas de Au (81-83,5) :Ag (19-16,5) e de Au (83,3-86) :Ag (16,7-14), respectivamente, indicando, mesmo para o ouro refratário do Pari, em comparação ao ouro refratário de São Bento, reequilibrio metamórfico parcial, perda de Ag e enriquecimento de Au na liga natural do metal. A mineralização do morro do Pari é considerada de origem vulcano-exalativa próximal e singenética, por suas características geológicas, petro-metalogenéticas e geoquímicas. Os efeitos de tipo wall-rock alteration são raros e subordinados, de tal forma que nem os processos metamórficos superimpostos, bastante vigorosos do metamorfismo regional principal proterozóico, conseguiram mascarar as características primárias, incluindo heterogeneidades e polaridades geoquímicas específicas nos perfis do minério sulfetado de ouro, das encaixantes e dos anfibolitos associados da seqüência vulcano-sedimentar arqueana. Os processos tectono-metamórficos proterozóicos tiveram principalmente efeitos mineralógico-texturais. Nos minérios, contribuiram para enobrecer suas características de interesse econômico, acarretando aumentos do teor de Au na liga natural do ouro e maior grau de liberação de suas partículas. Causaram ainda as paragêneses metamórficas regionalmente observadas e, nas rochas dos terrenos TTG, sobretudo em zonas de falhas, feldspatização potássica, metassomática. O ambiente geológico-metalogenético da mina do Pari é, no geral, bastante similar àquele das mineralizações e jazidas do tipo Oriental, do Kolar Gold Field, na Índia, que, segundo alguns autores, também apresentam evidências mineralógico-petrográficas e termodinâmicas sugerindo origens primárias vulcano-exalativas. Comparativamente, a mina São Bento, também no Quadrilátero Ferrífero, localizada a menos de 20 km (1inha aérea) a W da mina do Pari, possui grau metamórfico mais baixo (fácies: xistos-verdes média; geotermometria de arsenopiritas: < 300 - 400°C) e as características de sua mineralização diferem bastante, sobretudo quanto à granulometria do Au e ao grau de liberação. Predomina ouro refratário, que perfaz mais de 80% do total, ocorrendo como inclusões em arsenopiritas e piritas. Predomina quantitativamente o ouro incluso nas arsenopiritas que é, texturalmente, perfeitamente comparável àquele da mina do Pari. Químicamente, entretanto, é mais pobre em ouro, apresentando composições de Au (65-70) :Ag (35-30). Essas diferenças são atribuídas à menor intensidade dos processos tectono-metamórficos que aí atuaram, mais específicamente, às temperaturas mais baixas que causaram menor remobilização nas massas sulfetadas portadoras de Au. Podem, entretanto, existir também diferenças geoquímicas primárias entre as ligas naturais do ouro refratário incluso nas arsenopiritas das duas jazidas, visto que as características petro-metalogenéticas gerais do intervalo litoestratigráfico do grupo Nova Lima que inclui a mineralização de São Bento não evidenciam derrames de rochas básicas sinsedimentares no local, indicando mais para um ambiente de mineralização, vulcano-exalativo distal. / The Pari gold mine is located in the NE part of the Quadrilátero Ferrífero, Santa Bárbara Township, Florália District, State of Minas Gerais. It was mined from the last century until 1937 with rudimentary methods; however, the gold recovery was excellent. The main earlier investigations in the area of Florália (Florália 1:25,000 topographic sheet) include a regional survey and geological map published in the scale 1:150,000 by the USGS-DNPM joint venture (Dorr, 1969) that revealed the occurrence of anphibolites at the Morro do Pari, and the petrographical and metallogenetical descriptions of the Pari gold mine by Moraes & Barbosa (1939). More recent and current studies (including this dissertation) showed that the Pari mine is hosted by the Rio das Velhas Supergroup, comprising at the site of the mine, the Quebra Osso and Nova Lima groups in normal stratigraphic setting. Both groups are regionally continuous until the type localities in the Quadrilátero Ferrífero to the W (Schorscher et al. 1982; 1986; 1990; 1991; Inda et a1., 1984; Alves, 1986; Schorscher, 1988; 1991; 1992; among others). This study was carried out during the economic reavaluation of the abandoned Pari gold mine by UNAMGEN Min. Met. Ltd. company; thus, unweathered rock and ore samples of continuous deep bore core profiles were available. It was possible to define a local informal stratigraphical subdivision of the Nova Lima Group with four units, from botton to top, referred to as A, B, C, and D. Unit A includes possible metagraywackes; unit B consists mainly of Fe-rich basaltic metavolcanics (flows) containing rare interlayers of Algoma-type BIFs. Unit C comprises essentially fine grained basic metavolcanics (amphibolites). Unit D is a succession of metabasics of thin flow units, BIFs and metamorphosed carbonate rocks, attesting to quite intense chemical sedimentation; this unit shows a more restricted, discontinuous areal distribution due to intensive W-vergent thrust tectonics. The main regional metamorphic event affected the SE border of the São Francisco Craton during the Early Proterozoic and shows increasing grade from W to E. In the Morro do Pari area it reached conditions of the uppermost greenschist facies transitional to the amphibolite facies (garnet zone of the epidote-amphibolite subfacies). It also affected the sulphide gold mineralization. Two different arsenopyrite (Aspy) generations texturally occur in the ore. The older one consists of xenomorphic individuals that are very rich in tiny inclusions of other sulphides (chalcopyrite, pyrrhotite, sphalerite), gold and gangue minerals. The As-in-Aspy geothermometer indicates metamorphic reequilibrium temperatures of 320 to 445°C. The second Aspy generation is idiomorphic and virtually barren of inclusions. It occurs either as idioblastic individual crystals or as idioblastic overgrowths on individuals of the first Aspy generation evident as palimpsestic cores. The second Aspy generation shows well-defined metamorphic peak temperatures of \'APROXIMADAMENTE IGUAL A\' 500°C (As-in-Aspy geothermometer). The gold occurs to a lesser amount as 5-10 \'mü\'m sized inclusions in first generation Aspy and, eventually, in magnetite (refractory gold \'< OU =\'15% of the total). The main part of the gold is coarse, free gold usually as grains several l00 \'mü\'m in size. It was expelled and grew by accretive crystallization during the metamorphic transformation of the Aspy generations. Both refractory and free gold show similar compositions ranging between Au(81-83,5) :Ag and Au(83,3-86) :Ag, respectively. These compositions demonstrate the partial loss of Ag and enrichment of Au during the metamorphic reprecipitation and growth processes of the natural gold. The gold mineralization of the Morro do Pari had been volcanic exhalative, syngenetic origins and was formed proximally to an active centre of submarine basaltic eruptions during a calm period, in Archean time. Wall rock alteration processes are of little importance. Neither these nor the far more vigorous regional metamorphic processes were able to destroy the well-defined, lithostratigraphically controlled primary geochemical characteristics and polarities in the profiles of the ore horizon, the adjacent host rocks or the associated amphibolites of the Archean greenstone belt succession. The Proterozoic tectono-metamorphic processes caused mainly mineralogical and textural transformations. They increased the grain size, Au-content and the degree of textural liberation of the gold particles thereby contributing to a higher economic value of the gold ores. They were also responsible for the metamorphic mineral assemblages of the Precambrian country rocks and for potassic metasomatic feldspathization in the regional TTG-granitoids and gneiss complex, mainly along shear zones. The geological and metallogenetical characteristics of the Pari gold mine are quite similar to those of the Oriental-type Kolar Gold Field deposits. There, several authors suggested primary volcanic exhalative, syngenetic origins too based on mineralogical, petrographical and physical-chemical data. Comparatively, the São Bento gold mine, located about 20 km to the W in the Quadrilátero Ferrífero, shows a lower metamorphic grade (middle greenschist facies parageneses and As- in-Aspy geothermometer temperatures of <300-400°C) and some different ore characteristics as well. Refractory gold inclusions in Aspy and pyrite (Py) represent more than 80% of the total gold. Gold inclusions in Aspy predominate and are texturally identical to their analogues from Pari. However, they have compositions of Au(65-70) :Ag, poorer in Au than are the inclusions in Py. These show compositions of Au(82-87) :Ag similar to those from Pari and the idiomorphic habit of the hosting Py indicates metamorphic reequilibration, too. However, there is additional geological and petro-metalogenetical differences between Pari and São Bento that may have influenced the natural gold compositions. While Pari was originated in an environment proximal to an active volcanic centre of the Rio das Velhas greenstone belt, the São Bento gold mineralization is hosted by a lithostratigraphic interval of the Nova Lima Group that consists entirely of a metasedimentary succession of fine-grained clastic and chemical origins. Synsedimentary volcanics are not known. The São Bento gold mineralization is also considered to be of syngenetic volcano-exhalative origins, however, it was formed in an environment distal to whatever active volcanic centre of the Rio das Velhas greenstone belt that may have been its source.

A área mapeada está localizada a cerca de 15 km a sul do município de Santa Bárbara, Minas Gerais, na porção leste do Quadrilátero Ferrífero, especificamente na folha Catas Altas. As três unidades litoestratigráficas que a compõem são: a seqüência de rochas metaultramáficas do Grupo Quebra Osso, ocupando a porção ocidental, em contato tectonizado com a sequência de rochas metassedimentares da Serra da Boa Vista (porção central), que está em contato tectônico por falha de empurrão com as rochas do Complexo Gnáissico-Migmatítico, que ocupam a porção oriental. A Serra da Boa Vista, alvo principal deste trabalho, é composta de uma seqüência metassedimentar clástica e subordinadamente química, compreendendo cinco unidades principais, da base para o topo: 1) quartzitos, quartzo-mica-xistos e filonitos do contato; 2) metaconglomerado basal, lenticular e descontínuo; 3) unidade aurífera da Mina do Quebra Osso, composta de quartzo-mica-xistos com fuchsita, grafita e pirita abundante e BiF\'s a metacherts subordinados; 4) metaconglomerados E/W, com estratificação gradacional e 5) quartzitos Serra da Boa Vista, com quartzitos brancos e subordinadamente quartzo-mica-xistos. O modelo evolutivo proposto envolve dois ciclos sedimentares em bacia tectonicamente ativa, sendo o inferior de influência de fan aluvial incluindo as três primeiras unidades supra citadas; e o segundo ciclo de influência de \"braided alluvium\" e planície costeira, composto pelas duas últimas unidades. No contexto geológico regional, envolvendo os supergrupos Minas e Espinhaço, a Seqüência da Serra da Boa Vista é interpretada como um fácies transicional. As paragêneses metamórficas observadas e comparação com o contexto regional indicam fácies metamórfico do grau xisto verde médio a superior. A estruturação é de uma sinforma com aba leste em posição invertida e aba oeste em posição normal, formando uma estrutura homoclinal orientada segundo aproximadamente N20W/70NE. As mineralizações em ouro na área mapeada ocorrem em litotipos pertencentes ao Supergrupo Rio das Velhas e à Seqüênciada da Serra da Boa Vista. Estudos mineralógicos-petrográficos e geoquímicos-estatísticos apontam para mineralização na Seqüência da Serra da Boa Vista como originadas por diferentes processos: para a Mina do Quebra Osso, predominam processos de precipitação química sin-sedimentares a sin-diagenéticas em ambiente redutor, com posterior remobilização metamórfica e fixação de ouro em óxidos hidratados de ferro; para os metaconglomerados a origem do ouro seria por deposição detrítica do tipo \"paleoplacer\". Para as formações ferríferas do Supergrupo Rio das Velhas, a geoquímica e forma de ocorrência indicam depósitos \"stratabound\" sendo, a nível interpretativo, considerados de origem singenética. / The mapped area is located around 15 km South of Santa Bárbara, M.G., in the Eastern portion of the Iron Quadrangle. The three main lithostratigraphic units which compose the area are: the metaultramafic sequence of Quebra Osso Group in the Western portion, in tectonized contact with the metasedimentary sequence of rocks of Serra da Boa Vista (in the center), which is in tectonic contact by thrust fault with the Gnaissic-Migmatic Complex, which occupies the Eastern portion. The Serra da Boa Vista, main aim of the present work, is composed of a metasedimentary clastic sequence, and secondly chemical, involving five main units, from base to top: 1) quartzites, quartz-mica-schists and filonites of the contact; 2) basal metaconglomerates, in lenses and discontinuous; 3) the gold-bearing unit of Quebra Osso mine, composed of quartz-mica-schists with fuchsite, grafite and abundant pyrite, and BiF to metachert in minor importance; 4) metaconglomerates E/W, with gradational stratification and 5) the Serra da Boa Vista quartzites, composed of white quartzites and secondly of quartz-mica-schists lenses. The proposed evolution model involves two sedimentary cicles in a tectonic active basin: the lower one of the alluvial-fan type, and the upper one of the braided alluvium type. In a broad geological context including the Minas and Espinhaço Supergroups, the Serra da Boa Vista sequence is interpreted as a transicional facies. The metamorphic paragenesis observed compared to the regional context points to medium-to-superior greenschist metamorphic facies. The structure is sinformal type with the East limb inverted and the West limb normal, forming a homoclinal structure with strike of N20W and dipping 70 NE. The gold mineralizations of the mapped area occur in linotypes of the Rio das Velhas Supergroup and of the Serra da Boa Vista sequence mineralogical-petrographical and geochemical statistical studies point to different processes generating the mineralizations in the Serra da Boa Vista Sequence: for the Quebra Osso mine predominates sin-sedimentary to sin-diagenetic chemical precipitation process with later metamorphic remobilizations and fixation of gold through lateritic process; for the metaconglomerates, the origin of the gold would be due to detritical deposition of the paleoplacer type. For the Archean iron formations of the Rio das Velhas Supergroup, the geochemistry, and shape of the bodies point to stratabound deposits being, on a interpretative level, considered of sin-genetic filiation.

As jazidas de esmeraldas de Carnaíba e Socotó, situam-se na borda oeste da Serra de Jacobina, na parte NE do Estado da Bahia, próximas à cidade de Campo Formoso. O contexto geológico da área estudada compreende rochas metaultramáficas, hospedeiras das mineralizações estudadas, que estão imbricadas, tectonicamente, tanto às rochas metassedimentares do Grupo Jacobina, como às rochas gnáissico-migmatíticas polimetamórficas do embasamento arqueano (Complexo Metamórfico-Migmatítico). Os contatos das rochas metaultramáficas com as rochas metassedimentares (quartzitos) são tectônicos, por falhas de empurrão e marcados por forte milonitização (rúptil-dúctil); já os contatos com as rochas gnáissico-migmatíticas, também tectônicos, são caracterizados por falhas inversas de ângulos médios a altos, estando presentes ainda forte milonitização e efeitos de retrometamorfismo de baixo grau. Aos processos metassomáticos que originaram as mineralizações de esmeraldas. Neste trabalho foram estudadas em detalhe as mineralizações de Carnaíba, Marota e Socotó, Trecho Velho, ambas controladas por falhas de empurrão de ângulos médios a altos, mobilizados pegmatóides plagioclasíticos nelas injetados e flogopititos em zonas metassomáticas. Tanto os pegmatóides como os flogopititos são portadores (ou não) de mineralizações de esmeraldas, tanto em Carnaíba como em Socotó. Nas áreas de mineralização estudadas não foram observados contatos intrusivos e/ou quaisquer efeitos de metamorfismo de contato entre os conjuntos litológicos regionais e/ou locais graníticos, representados pelos batólitos de Carnaíba e Campo Formoso, assim como por corpos menores de microgranitos de Socotó Trecho Velho e as rochas metaultramáficas, de baixo grau metamórfico, localmente mineralizadas. Desses conjuntos petro-metalogenéticos, foram estudados os litotipos principais potencialmente envolvidos na gênese das mineralizações de esmeraldas, com métodos multidisciplinares: geológicos de campo e laboratoriais, principalmente mineralógico-petrográficos (incluindo a microtermometria de inclusões fluidas), cristalográficos e geoquímicos (incluindo química mineral e isótopos estáveis). Os resultados petrográfico-litogeoquímicos considerados mais importantes, mostraram a variabilidade composicional pré-metassomática das rochas metaultramáficas (de peridotídica, piroxenítica a olivina gabro-norítica), assim como sua possível derivação de rochas vulcânicas e/ou sub vulcânicas de sequências Vulcano-sedimentares pré-cambrianas antigas (proterozóicas inferiores ou arqueanas). Entretanto, não foi possível verificar nenhuma relação genética entre as rochas graníticas regionais 3/ou locais e as mineralizações de esmeraldas. As evidências encontradas indicam a origem das mineralizações estudadas relacionada a processos tectono-metamórficos e metassomáticos, posteriores a formação das rochas graníticas (do Complexo Metamórfico Migmatítico, dos Batólitos de Carnaíba e Campo Formoso e dos microgranitos de Socotó), por circulação de fluidos de origens profundas, magmático/pós-magmáticos e/ou metamórficos. As principais transformações metassomáticas de natureza alcalina potássica causaram enriquecimentos em K, Rb, Ba, Al, Ga, Zr, Y, La, Pb e U, e a transformação das rochas metaultramáficas em flogopititos. Nos garimps de Marota, Carnaíba e Trecho Velho, Socotó, foram confirmados nesta pesquisa 2 tipos de mineralizações de esmeraldas. O primeiro, denominado de tipo 1, e encontrado tanto em Carnaíba como em Socotó, é representado pelos veios pegmatóides plagioclasíticos dispostos discordantemente, com estruturas essencialmente rúpteis, aos corpos de rochas metaultramáficas. A partir destes veios configuram-se zonas bilaterais simétricas de alteração metassomática nas encaixantes, responsáveis pela formação dos flogopititos. Neste tipo de mineralização, os cristais de esmeraldas ocorrem tanto no veio pegmatóide (tipo 1-pegmatóide) como nas zonas de flogopititos (tipo 1-flogopitito). As esmeraldas são caracterizadas por apresentarem cores verdes a esverdeadas, mais fortes nos flogopititos do que nas bordas dos veios pegmatóides, apresentando-se fraturadas por deformações tectônicas. Possuem médios a altos teores de álcalis em seus canais estruturais, além de inclusões fluidas (IF) carbônicas, aquo-carbônicas ou aquosas aprisionadas a temperaturas mínimas entre 200 e 225°C, que corresponderia a temperatura mínima de formação dos cristais. As pressões dos fluidos no aprisionamento das IF/formação das esmeraldas estaria em torno de 1 a 2 Kbars, dados estes confirmados pelos altos teores de água nos canais estruturais. As esmeraldas de Socotó de tipo 1-pegmatóides apresentam uma ligeira expansão em direção em direção ao eixo cristalográfico a em relação às esmeraldas de mesmo tipo de Carnaíba. O segundo tipo de mineralização de esmeraldas, tipo 2, foi observado somente em Carnaíba (Marota). É representado por veios de quartzo, discordantes, não deformados, portadores de esmeraldas,posteriores aos veios pegmatóides plagioclasíticos. Num caso estudado, a esmeralda é perfeitamente idiomórfica e de cor verde intenso; possui altos teores de álcalis em seus canais estruturais, inclusões fluidas primárias essencialmente aquo-salinas, com temperaturas mínimas de aprisionamento dos fluidos entre 190 e 225°C, com sistema homogêneo de fluidos, e pressões médias de aprisionamento entre 220 a 400 bars, condições estas que corresponderiam a níveis crustais mais rasos. / The emerald deposits of Carnaíba and Socotó are located on the Western border of the Serra de Jacobina, in the Northeastern part of the State of Bahia, near the city of Campo Formoso. The geological context of the studied area comprises metaultramafic rocks hosting, locally, the emerald mineralizations. The metaultramafic rocks occur tectonically imbricated with the metasediments of the Jacobina Group and with polymetamorphic gneissic and migmatitic rocks of the Archean basement (Complexo Metamórfico Migmatítico). The contacts of the metaultramafics with the (overall quartzitic) metasediments are low-angle thrust faults evidencing conspicuous (ruptile-ductile)mylonitization. The contacts with the gneissic and migmatitic rocks are tectonic, too, although they consist of medium-to high-angle upthrusts. Strong mylonitization and low-grade retrometamorphism occur, as well. Associated with the regional tectono-metamorphic events there occurred, locally, metasomatic processes; these originated the emerald mineralizations. In this study, the mineralizations of Carnaíba - Marota and Socotó - Trecho Velho were investigated in detail. They are controlled in both areas by medium- to high-angle faults with or without injected plagioclasitic pegmatoids and always with phlogopitites forming zones of metasomatic alteration. Pegmatoids and phlogopitites of both sites, Carnaíba and Socotó, may (or not) contain emeralds. However, in neither of the study areas there were observed intrusive relationships and/or whatever else contact metamorphic phenomena, between the main regional and/or local granitic rocks (represented by the Carnaíba and Campo Formoso batholiths, as well as the rather small microgranitic intrusions od Socotó - Trecho Velho) and the low-grade regional metamorphic metaultramafics with local emerald mineralizations. In the outlined petro-metallogenetic context, the main lithotypes potentially envolved with the emerald mineralizations were studied with multidisciplinary methods, including field geology and, as main laboratory work, mineralogical and petrographical techniques (including fluid inclusions microthermometry), X-ray crystallography, IR-spectroscopy and geochemistry (including bulk rock major and trace element analytics, mineral chemistry and stable isotopes). The main petrographical and bulk geochemistry results revealed the premetasomatic variability of the metaultramafic rocks, ranging from peridotitic to pyroxenitic and olivine-gabbro noritic compositions, as well as their possible derivation from volcanic and/or subvolcanic protoliths of volcano-sedimentary (supra-crustal) sequences of old precambriam (lower Proterozoic or Archean) age. However, it was not possible to establish specific genetical relationships between any of the regional and/or local granitic rocks and the emerald mineralizations. All the evidences found indicate the origin of the studied emerald mineralizations as related with tectono-metamorphic and metasomatic processes younger than the granitic rocks (of the Complexo Metamórfico Migmatitico, the Carnaíba and Campo Formoso batholiths and the Socotó microgranites), due to fault-related circulation and interactions of fluids of deep crustal, magmatic to postmagmatic and/or metamorphic origins with the metaultramafic wall-rocks. These caused alkaline-potassic alterations with enrichments (from more to less systematic) of: K, Rb, Ba, Al, Ga, Zr, Y, La, Pb and U, along with the transformation of the metaultramafics into phlogopitites. The diggings (garimpos) of Marota, Carnaíba and Trecho Velho, Socotó host two types (and generations) of emerald mineralizations. The older one, designated as type 1, was found in Carnaíba and Socotó and consists of pegmatoid plagioclasitic discordant veins, disposed in a system of essentially ruptile structures of medium- to high-angle transtensive and transpressive faults and fractures. These veins caused the metasomatic alteration and transformation of the metaultramafic wall rocks into phlogopitites, occurring as bilateral symmetrical zones. In this type of mineralization the emeralds occur in the vein itself (type 1-pegmatoid) and in the vein-related, adjacent phlogopitite zones (type 1-phlogopitite). The emeralds show typical greenish and green colours, being stronger coloured in the phlogopitite and in the adjacent border zones of the veins, and are commonly fractured, due to younger tectonics. They possess high alkali contents (mainly Na) in the crystallographic channels and carbonic, hydrous and carbonic, and hydrous fluid inclusions (FI). The FI were entrapped at minimum temperatures of 200 - 225°C that may be considered as the minimum formational temperatures of the emerald crystals. The fluid pressures during the crystallization of the emeralds were realtively high, as evidenced by the high fluid contents of the crystallographic channels. The FI studies indicate a heterogeneous fluid system and entrapement pressures in the range of 1 - 2 Kb. The type 1 -pegmatoid emeralds od Socotó present a slight expansion of crystallographic \'a IND. O\' when compared to their analogues of Carnaíba. The second type of mineralization (type 2) was studied only at Carnaíba (Marota). It occurs as emerald mineralization (type 2) was studied only at Carnaíba (Marota). It occurs as emerald mineralized non-deformed (discordant) quartz veins younger than the pegmatoid plagioclasitic veins and mineralizations. The emerald crystals are perfectly idiomorphic, of intense green colour and show high alkali contents in the crystallographic channels. The primary FI are essentially hydrous and saline, indicating the entrapement of a homogeneous fluid system at minimum temperatures of 190 - 225°C and mean fluid pressures of 220 - 400 b, conditions that clearly point to a shallower crustal depth of formation.

A Província Carajás é notável por sua diversidade metalogenética. Além de conter depósitos de ferro de classe mundial, destaca-se por apresentar a maior quantidade de depósitos de óxido de ferro-cobre-ouro (IOCG) conhecida mundialmente. Na porção centro-sul da Província Carajás ao longo da Zona de Cisalhamento de Carajás encontram-se importantes depósitos IOGC como Sossego (corpos Sequeirinho e Pista), Bacaba, Castanha, Bacuri e Cristalino. O depósito de Borrachudos localiza-se a aproximadamente 6 km a sudoeste do depósito Cristalino (500 Mt @ 1,0% Cu e 0,3 ppm Au), próximo à Serra do Rabo, no limite entre a Bacia Carajás e o seu embasamento mesoarqueano. As rochas hospedeiras do Borrachudo compreendem metavulcânicas ácidas (riolitos) e intermediárias (andesitos) atribuídas à Formação Parauapebas do Grupo Grão-Pará, de idade neoarqueana e a diques de microgabro. O sistema hidrotermal desenvolveu-se em dois eventos. O primeiro relaciona-se a estruturas dúcteis, com desenvolvimento de estágios de alterações hidrotermais semelhantes à IOCG, alteração sódica, sódica-calcica, ferro-(P) e potássica, com o qual vincula-se fraca e subordinada mineralização de cobre. No segundo evento, há recorrência de alguns estágios hidrotermais como silicificação I, alteração sódica II e alteração potássica II, além de cloritização e carbonatização, todos vinculados a estruturas rúpteis, bem como a mineralização principal de cobre, representada por calcopirita, magnetita, pirita, siegenita, cobaltita, galena, anglesita, uraninita e thorita. Os fluidos hidrotermais aquosos e carbônicos do primeiro evento, no qual se formou quartzo I pré-mineralização, possuem temperatura (300 a > 600º C) e salinidade mais elevados (40 a 60 % equiv. NaCl), e possivelmente foram originados a partir da imiscibilidade de um fluido magmático. Os fluidos hidrotermais aquosos, mais tardios, relacionados ao segundo evento, que formou quartzo II sin-mineralização, possuem menores valores de temperatura (150 a 350° C) e salinidade (30 a 40 % equival. NaCl) e indicam um processo mais avançado de misturas de fluidos externos diluídos, que teve efetiva importância para a precipitação do cobre na forma de sulfetos. O primeiro evento hidrotermal não possui ainda idade conhecida, entretanto devido à estruturação dúctil e a correlação com outros depósitos da Província Carajás, possivelmente são de idade neoarqueana, o que deve ser confirmada em trabalhos futuros. O segundo evento hidrotermal possui idade de 2.011 ± 6,8 Ma (MSWD = 3,9), obtida em titanita hidrotermal associada com a mineralização principal de cobre, e está relacionada a eventos tectônicos riacianos. Esse estudo aponta para a recorrência de múltiplos eventos hidrotermais responsáveis pela mealogênese de cobre, intrinsicamente controlados pela evolução magmática e tectônica da Província Carajás. / The Carajás Province is notable for its metallogenic diversity. It contains world class iron deposits and stands out for presenting the highest amount of iron-oxide copper-gold deposits (IOCG) known worldwide. In the south-central portion of the Carajás Province, within the Carajás Shear Zone, occur important IOGC deposits, such as Sossego, Bacaba, Castanha, Bacuri, and Cristalino. The Borrachudo copper deposit is located about 6 km southwest of the Cristalino deposit (500 Mt @ 1.0% Cu and 0.3 ppm Au), near Serra do Rabo region, at the boundary between the Carajás Basin and its Mesoarchean basement. Host rocks at Borrachudo comprise acid (rhyolites) and intermediate (andesite) metavolcanic rocks assigned to the Neoarchean Parauapebas Formation, Grão Pará Group, Itacaiúnas Supergroup and possibly coeval microgabbro dikes. The hydrothermal system developed in two events. The first was related to ductile structures, with development of hydrothermal alteration types similar to those of IOCG deposits, including sodic, sodic-calcic, iron-phospate, and potassium alteration. Weak and subordinate copper mineralization was associated with this early hydrothermal event. In the latter event, there was recurrence of hydrothermal alteration stages, sucs as silicification, sodic alteration e potassic alteration, besides chlorite and carbonate alteration. These alterations were linked to the brittle structures. The main copper mineralization represented by chalcopyrite, magnetite, pyrite, siegenite, cobaltite, galena, anglesite, uraninite and thorite was developed during this late event. The aqueous and carbonic hydrothermal fluid associated with the first hydrothermal event, in which quartz I pre-mineralization was formed, have higher temperature (300 to> 600 °) higher salinity (40 to 60% equivalence. NaCl). These possibly were originated from the immiscibility of a magmatic fluid exsolved during granite crystallization. The aqueous hydrothermal fluids, related to the second event which formed sin-ore quartz II, have lower values of temperature (150 to 350 °C) and salinity (30 to 40% equivalence. NaCl), indicating a more advanced mixing process involving diluted external fluids. Those fluids had an effective importance for the copper precipitation. The timing of the first hydrothermal event is yet unkown, however its correlation with the reactivation of ductile shear zones suggest a Neoarchean age, similar to that recorded at Cristalino and Sequeirinho (Sossego mine). The second hydrothermal event has an U-Pb age of 2011 ± 6.8 Ma (MSWD = 3.9) obtained in hydrothermal titanite associated with the main copper mineralization of copper, is related to Orosirian tectonic events. This study points to the recurrence of multiple hydrothermal events responsible for the copper metallogenesis, which were intrinsically controlled by the magmatic and tectonic evolution of the Carajás Province.

Submitted by Everaldo Pereira (pereira.evera@gmail.com) on 2017-02-21T01:25:43Z No. of bitstreams: 1 Dissertação de Mestrado Lucas Souza.pdf: 6303347 bytes, checksum: 22a25ef94b3834376881a2c8eeb6fb21 (MD5) / Made available in DSpace on 2017-02-21T01:25:43Z (GMT). No. of bitstreams: 1 Dissertação de Mestrado Lucas Souza.pdf: 6303347 bytes, checksum: 22a25ef94b3834376881a2c8eeb6fb21 (MD5) / No estado da Bahia existem diversas ocorrências de manganês, especialmente inseridas no contexto geológico do Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá (BISC). Essas ocorrências costumam se apresentar paralelas à deformação regional com trends NNESSW. Apesar de terem sido realizados aprofundados estudos de cálculo de reserva e a maioria desse minério ter sido extraído para a siderurgia nas diferentes jazidas manganesíferas, ainda não havia sido realizado um estudo sobre as rochas do protominério de manganês. Estudos desse tipo foram realizados no território brasileiro apenas em algumas ocorrências manganesíferas dos estados de São Paulo, Minas Gerais, Ceará, Bahia e Amapá, onde a mineralogia principal do protominério dessas localidades varia entre espessartitas e rodocrositas (gonditos e queluzitos), embora poucos apresentem piroxênios manganesíferos do tipo rodonita e/ou piroxmangita. A área de estudo está localizada nas proximidades da cidade de Maraú, região sul do estado da Bahia. Onde em uma das minas, atualmente exauridas, formadas de óxidos do tipo pirolusita e pslomelana, um furo de sondagem permitiu o estudo do protominério em profundidade, o qual está granulitizado e encaixado nos granulitos supracrustais do denominado Complexo Almandina. A mineralogia da sua encaixante é composta de orto e clinopiroxênio, granada, plagioclásio e biotita, além de pouco anfibólio, quartzo e espinélio. As rochas do protominério são compostas principalmente de piroxênios do tipo rodonita ou piroxmangita com até 49% de MnO nas suas estruturas cristalinas, granadas do tipo espessartita com média de 30% de MnO e rodocrositas com até 88% de MnO, além de sulfeto de manganês do tipo alabandita, esse último com até 75% de MnO. / ABSTRACT - There are many manganese occurrences in Bahia, state of Brazil, especially inserted in the Itabuna-Salvador-Curaçá Block. These occurrences usually present themselves parallel to the regional deformation, with NNE-SSW trends. Even though extensive studies regarding reserves calculations have been done and that most of these manganese ore have been extracted to the siderurgy, a specific study of the manganese protore had yet to be done in Bahia. This type of study have only been done in a few manganese occurrences in Brazilian territory, especially in São Paulo, Minas Gerais, Ceará, Amapá and Bahia, where the main mineralogy of the protore of these locals vary between sperssatines and rhodocrosites (gondites and queluzites), although some may present pyroxenes with manganese (pyroxmangite and rhodonite). The studied area is located close to the city of Maraú, south region of Bahia. Where in one of the mines, nowadays deactivated, composed of manganese oxides such as pirolusite and psilomelane, a drilling hole allowed the study of the protore rocks that were deep above the surface. These rocks are metamorphosed in granulite facies and within supracrustal granulites, called Almandina Complex. The granulites of the Almandina Complex are composed of ortho and clinopyroxenes, garnet, plagioclase and biotite, with few amphiboles, quartz and spinel. The protores mineralogy is composed of mainly Mn-rich pyroxenes, like pyroxmangite and rhodonite, with up to 49% of MnO in its cristaline structures, Mn-rich garnets, spessartine, with up to 30% of MnO and Mn-rich carbonates, rhodocrosites, with up to 88% of MnO. Also occur a manganese sulfide, alabandite, with 75% of MnO in its cristaline composition.

Submitted by Everaldo Pereira (pereira.evera@gmail.com) on 2017-02-21T02:32:30Z No. of bitstreams: 1 Mestrado Luiz Rodrigues.pdf: 43870952 bytes, checksum: 0ae4354caca43b4b6556f0046de92e1e (MD5) / Made available in DSpace on 2017-02-21T02:32:30Z (GMT). No. of bitstreams: 1 Mestrado Luiz Rodrigues.pdf: 43870952 bytes, checksum: 0ae4354caca43b4b6556f0046de92e1e (MD5) / A área de estudo está localizada na região norte do Estado da Bahia, no município de Juazeiro. Tectonicamente está inserida no Complexo Rio Salitre, que é uma sequência metavulcanossedimentar metamorfisada na fácies xisto verde. Os primeiros estudos sobre as ocorrências de fosfato na região de Juazeiro foram realizados no final dos anos 1970 e início dos anos 1980, localizados na Ilha do Fogo e no Serrote da Batateira. A mineralização de fosfato está hospedada em em um cinturão descontínuo de rochas metamórficas paraderivadas, constituídas por quartzito calcissilicático, quartzito com diopsídio e tremolita-quartzito. Nas imediações desses depósitos ocorre uma série de colinas chamadas Serra do Velho Firmino, Serra dos Espinhos e Serrote do Sacrabetó, que são possíveis alvos para exploração de fosfato sedimentar. As litofácies mineralizadas foram sujeitas a, pelo menos, dois eventos orogênicos. O evento mais antigo (final do Paleoproterozoico) foi o metamorfismo regional com grau variável, de xisto verde a anfibolito baixo, associado com granitóides sin-orogênicos, acompanhado por deformação polifásica. O objetivo geral do presente estudo foi caracterizar os fosfatos em seus aspectos petrogenéticos, litogeoquímicos e geocronológicos. Os objetivos específicos foram: (i) executar um mapeamento geológico, a fim de definir a mineralização e suas rochas hospedeiras, e uma tentativa de correlacionar estratigraficamente as camadas mineralizadas; (ii) realizar estudos petrológicos e litogeoquímicos das sequências metassedimentares, com foco nas camadas de fosfato, buscando decifrar sua evolução, e (iii) executar datações Sm-Nd em formações ferríferas bandadas (BIFs), que são intercalados na sequência metassedimentar. A partir dos dados de campo e litogeoquímica foi possível caracterizar cinco unidades litoestratigráficas correlacionados nos principais conjuntos de colinas, que variam de pelíticas na base, carbonática/calcissilicáticas com intercalação de BIF e quartzo-terrígenas na porção intermediária, bem como pelitica e quimica no topo. A sequência intermediária é mineralizada com apatita, que é disseminada principalmente em rochas calcissilicáticas. Anomalias negativas de Ce, quando normalizado para PAAS, indicam condições de deposição variando de sub-óxica para anóxica, em uma plataforma proximal, representada pela Serrote da Batateira, Ilha do Fogo e Serra dos Espinhos. Anomalias positivas de Eu podem ser associados a diferentes intensidades de fluxo hidrotermal durante a deposição e/ou ocasionadas pelas alterações durante o metamorfismo. Relações isotópicas de 147Sm/144Nd, que variam de 0,12 a 0,14, associadas a valores εNd que variam de -4,86 para -5,66, sugerem fontes crustais com rochas mais diferenciadas. Os dados geocronológicos de Sm-Nd sugerem uma idade de 2021±97 Ma para a sequência plataformal que hospeda as mineralizações de fosfato. As principais fácies mineralizadas foram depositadas em ambiente plataformal marinho variando de raso a profundo, O controle de mineralização é essencialmente estratigráfico, condicionado tanto por processos orgânicos quanto inorgânicos. Estes dados estão de acordo com um modelo aceito para a formação de fosforitos precambrianos. Espera-se que os resultados do presente estudo contribuam para a melhor compreensão da fosfogênese no setor nordeste do Cráton São Francisco, relacionado com a evolução da bacia paleoproterozóica. / ABSTRACT - The study area is located in the north of State of Bahia, in the Juazeiro municipality. Tectonically it is inserted in the Rio Salitre Complex, which is a metavolcanosedimentary sequence metamorphosed in the greenschist facies. The first studies about phosphate occurrences in the Juazeiro region were performed in the late 1970’s and early 1980’s, located on the Ilha do Fogo and Serrote da Batateira. The phosphate mineralization is hosted in a discontinuous belt of paraderived metamorphic rocks, consisting of calcsilicatic quartzite, quartzite with diopside and tremolite-quartzite. In the vicinity of these deposits occur a series of hills called Serra do Velho Firmino, Serra dos Espinhos and Serrote do Sacrabetó, which are possible targets for exploration of sedimentary phosphate. The mineralized lithofacies were subjected to at least two orogenic events. The earliest event (late Paleoproterozoic) was regional metamorphism with variable degree, from greenschist to low amphibolite, associated with syn-orogenic granitoids, accompanied by polyphase deformation. The general objective of the present study was to characterize the phosphate deposits, on their petrogenetic, lithogeochemical and geochronological aspects. The specific objectives were: (i) to carry out a geological mapping in order to define the mineralization and its host rocks, and an attempt to stratigraphically correlate the mineralized layers; (ii) to perform petrological and lithogeochemical studies of the metasedimentary sequences, with focus on the phosphate layers, seeking at deciphering its evolution, and (iii) to execute Sm-Nd datings in banded iron formations (BIFs), which are intercalated in the metasedimentary sequences. From the field and lithogeochemical data it was possible to characterize five lithostratigraphic units correlated in the main sets of hills, which vary from pelitic at the base, carbonate/calcsilicate, BIF and quartz-terrigenous in the intermediate portion and chemical and pelitic in the top. The intermediate sequence is mineralized with apatite, which is disseminated especially in calcsilicate rocks. Negative anomalies of Ce, when normalized to PAAS, indicate deposition conditions ranging from sub-oxic to anoxic, in a proximal platform, represented by the Serrote da Batateira, Ilha do Fogo and Serra dos Espinhos. Positive Eu anomalies may be associated with different intensities of hydrothermal flows during the deposition and/or promoted by changes during metamorphism. Isotopic ratios of 147Sm /144Nd going from 0.12 to 0.14, associated with εNd values varying from -4.86 to -5.66, suggest more differentiated crustal rock sources. The geochronological data of Sm-Nd suggest a 2021±97 Ma age to the platformal sequence that hosts of phosphate mineralization. The main mineralized facies was deposited in a marine, shallow to deep platformal environment. The control of mineralization is essentially stratigraphic, conditioned either by organic and inorganic processes. These data are in agreement with a model accepted for the formation of precambrian phosphorites. It is expected that results of the present study contribute to a better understanding of the phosphogenesis in the northeast sector of the São Francisco Craton, related to the evolution of the paleoproterozoic basin.