Na região dos Andes Patagônicos entre os 41 a 44° S estão expostos amplos e contínuos afloramentos de rochas graníticas do segmento norte do Batólito Norte-Patagônico (BNP). Durante sua evolução a maior parte das rochas graníticas foram colocadas em rochas metamórficas, e outras partes foram colocadas em rochas vulcânicas do Jurássico-Berriasano, sedimentares e vulcânicas do Cretáceo Inferior, vulcânicas do Cretáceo Superior e sedimentares do Mioceno. Parte desta atividade magmática está associada à gênese de depósitos de minério. As rochas plutônicas expostas apresentam uma gradação desde dioritos até granitos e leucogranitos, apesar de que a área é largamente dominada por variedades intermediárias a ácidas. Determinações K-Ar permitiram identificar extensos e volumosos eventos plutônicos que descrevem duas faixas de orientação N-S durante o Cretáceo Inferior (ca. 120-100 Ma) e Mioceno (ca. 20-7 Ma), discretos durante o Jurássico Superior (ca. 155 Ma) e o Cretáceo Superior (ca. 95-70 Ma), restritos durante o Plioceno (ca. 5-3 Ma), e um provável evento plutônico no Eoceno (ca. 54-34 Ma), ao passo que experimentos Ar/Ar confirmam os eventos magmáticos do Cretáceo Inferior (ca. 126-100 Ma) e Mioceno (ca. 19-9 Ma). Determinações U-Pb convencionais indicam a provável perda e herança de Pb, apesar de confirmar os eventos magmáticos do Cretáceo Inferior (ca.129-114 Ma) e Mioceno (ca. 22-13 Ma). Além disso, as determinações U-Pb convencionais em zircões revelam a presença de rochas magmáticas pré-Andinas do Devoniano Inferior (ca. 400 Ma) provavelmente relacionadas com rochas do Maciço Norte-Patagônico. Determinações U-Pb SHRIMP em zircões indicam 110,0±9,6 Ma para um monzogranito e de 126,3±6,7 Ma para um piroxênio dioritio, 8,4±0,3 Ma para um tonalito e 13,26±0,19 Ma para um andesito porfirítico, e de 385,9±7,4 Ma para um corpo de microdiorito tectonizado. Estes dados indicam que o início da atividade plutônica é representada em ambos das faixas por pequenos corpos de colocação superficial, e a idade U-Pb SHRIMP do Devoniano confirma o evento magmático inferido das idades U-Pb convencionais. A distribuição de idades mostra um padrão complexo, mas, permite definir eventos magmáticos do Cretáceo, preferencialmente localizados, a E da Zona de Falha Liquiñe-Ofqui (ZFLO), do Mioceno no interior e a O desta estrutura, e do Plioceno no traço principal da ZFLO. A atividade plutônica do Mioceno, em direção a trincheira é diferente que o padrão definido para a região centro-norte dos Andes chilenos, onde é verificada a migração do arco magmático para a E com a conseqüente diminuição de idades neste sentido. Composições isotópicas de Sr e Nd mostram baixos e positivos teores de Nd com Sr entre -4 e +7 sugerindo que o BNP no segmento estudado, foi composto a partir de mistura de matérias do manto com fusão de crosta inferior, como é demonstrado pelos trabalhos anteriores, em áreas vizinhas. As composições isotópicas de Pb em feldspato, das mesmas amostras datadas por U-Pb convencional, variou com a idade, plútons com 206Pb/204Pb >18,62 são do Mioceno, enquanto que aqueles plútons com 206Pb/204Pb <18,57 são do Cretáceo, com uma relação inversa entre os plútons do Mioceno, o que é atribuído à variável interação com o embasamento metamórfico. Mineralizações de metais base com Au e Ag estão hospedadas em rochas vulcânicas do Cretáceo e limitadas à faixa magmática do Cretáceo Inferior e mineralizações de Au-As estão hospedadas no Microdiorito do Devoniano e em rochas metamórficas do Paleozóico e limitadas à faixa magmática do Mioceno. Além disso, em ambos as faixas, ocorrências de Cu-Mo são relatadas associadas com monzogranitos e tonalitios. Mineralizações de metais preciosos e de base no prospecto Las Juntas estão relacionados com alteração silíca-adularia e quartzo-sericita e deposição de pirita, esfalerita, galena com conteúdos de Ag e Bi, e calcopirita, e menor hematita, tetraedrite, arsenopirita, bornita e calcocita, em veios, vênulas, brechas e escassa disseminação. Os teores são variáveis, mas em veios mineralizados em Cu os teores podem atingir até 15% Cu, e em brechas mineralizadas em Cu-Pb-Zn os teores podem atingir até 32% Pb, 23% Zn e 0,28% Cu, com 1,4 para 1.300 ppm de Ag e 0,02 para 3,9 ppm de Au. Dados de inclusões fluidas indicam temperaturas de homogeneização variando entre 140 a 230º C, salinidades entre 3 a 6% em peso de NaCl equiv., e de deposição de metais base durante ebulição e mistura. Mineralizações de Au-As no prospecto Pichicolo estão relacionadas com alteração silíca e quartzo-sericita e deposição de arsenopirita e pirita, e menor pirrotita, calcopirita e bornita, em vênulas, stockwork e disseminação. Os teores variam entre 0,02 a 2,0 ppm de Au. Dados de inclusões fluidas indicam temperaturas de homogeneização entre 180 a 270º C, salinidades entre de 3 a 5% em peso de NaCl equiv., e deposição metálica durante ebulição e mistura. A mineralização, alteração e as características químicas e físicas de fluidos sugerem para ambos os prospectos características de epitermais de baixa sulfetação. O método Re-Os foi utilizado em molibdenitas hospedadas em plútons de monzogranito e tonalito para determinar a idade da mineralização de Cu-Mo. As idades obtidas (ca. 119 e 9,1 a 8,2 Ma) sugerem que a mineralização ocorreu em sistemas hidrotermais intimamente associada com os eventos magmáticos de Cretáceo Inferior e Mioceno, o que confirma a interpretação acerca da existência das faixas metalogéneticas polimetálicas do Cretáceo Inferior e aurífera do Mioceno propostas para a Cordilheira Norte-Patagônica. Biotita do monzogranito hospedeiro de mineralizaçao de Cu-Mo na aldeia Palena foi datada por Ar/Ar em 114,7 Ma, e outra datação, próxima da ocorrência, em 114,2 Ma. Biotita do tonalito hospedeiro da mineralização de Cu-Mo no estuário Reloncaví foi datada por Ar/Ar em 8,53 Ma, e outra datação, próxima da ocorrência, em 8,64 Ma. A proximidade e a superposição, dentro do erro analítico, entre as idades Ar/Ar em biotita, em ambas as áreas, sugerem que a alteração hidrotemal não foi estendida. Uma idade isocrônica Rb-Sr de 126±8 Ma obtida de rochas hidrotermalmente alteradas com mineralização polimetálica é interpretada como a idade do evento hidrotermal. Experimentos Ar/Ar em sericita hidrotemal de granulação muito fina com mineralização de Au-As mostra redistribuição de Ar por \'recoil\' e a idade integrada de 142±2 Ma sugere que a associação mineralização- magmatismo félsico do Jurássico não deve ser descartada. Composições isotópicas de Sr e Nd de rochas hospedeiras e ígneas associadas indicam que os magmas são principalmente derivados do manto com contaminação de crosta continental variável. Composições isotópicas de Pb em minerais de minério, rochas hospedeiras e ígneas associadas, em ambos os prospectos, se agrupam próximos da curva do orógeno no modelo da \'plumbotectonica\'. Em um diagrama 206Pb/204Pb-207Pb/204Pb, os minerais de minério e as rochas ígneas associados do prospecto Las Juntas são menos radiogênicos (206Pb/204Pb <18.6) que o prospecto Pichicolo (206Pb/204Pb >18.6). Este modelo é compatível com a idade absoluta cretácea da mineralização para Las Juntas e com a idade miocena assumida para Pichicolo. As tendências alongadas da composição de Pb nos minerais de minério indicam, principalmente, um modelo orogênico, sugerindo mistura variável de chumbo a partir de diferentes fontes, sobretudo de crosta superior. / In the Patagonian Andes region between 41 and 44° S extensive and continuous plutonic rocks of the North-Patagonian Batholith north segment are exposed. During their evolution most of the granitic rocks were emplaced in metamorphic rocks and other parts were emplaced in Late Jurassic-Berriasan volcanic rocks, Early Cretaceous sedimentary and volcanic rocks, Late Cretaceous volcanic rocks and Miocene sedimentary rocks. Part of this magmatic activity is associated with ore deposit genesis. The exposed plutonic rocks range mainly from diorites to granites and leucogranites, although the area is extensively dominated by intermediate to acid varieties. K-Ar determinations have allowed identification of extensive and voluminous plutonic events which describe two N-S oriented belts during the late Lower Cretaceous (ca. 120-100 Ma) and Miocene (ca. 20-7 Ma), discreet during the Upper Jurassic (ca. 155 Ma) and the Upper Cretaceous (ca. 95-70 Ma), restricted during the early Pliocene (ca. 5-3 Ma) and a probable plutonism in Eocene times (ca. 54-34 Ma), while Ar/Ar experiments confirm the late Lower Cretaceous (ca. 126-100 Ma) and Miocene (ca. 19-9 Ma) magmatic events. Conventional U-Pb determinations indicate the probable inheritance and loss of Pb, although they confirm the late Lower Cretaceous (ca. 129-114 Ma) and Miocene (ca. 22-13 Ma) magmatic events. In addition, the zircons conventional U-Pb determinations show the presence of pre-Andean Lower Devonian magmatic rocks (ca. 400 Ma) probably linked with rocks of the North- Patagonian Massif. Zircon U-Pb SHRIMP determinations indicate 110.0±9.6 Ma for a monzogranitic pluton and 126.3±6.7 Ma for a pyroxene dioritic stock, 8.4±0.3 Ma for a tonalitic pluton and 13.26±0.19 Ma for hornblende andesitic porphyry, and 385.9±7.4 Ma for a tectonized microdioritic body. These data indicate that the early plutonic activity is represented, in Mesozoic and Cenozoic belts, by basic to intermediate small bodies of shallow emplacement, and the SHRIMP U-Pb Devonian age confirms a magmatic event previously inferred by conventional U-Pb ages. The age distribution shows a complex pattern, which nevertheless allows, magmatic Cretaceous events to be located, preferably, to the E of the Liquiñe-Ofqui Fault Zone, magmatic Miocene events located in and to the W of this structure, and magmatic Pliocene events located in the main branch of the Liquiñe-Ofqui Fault Zone to be defined. The Miocene plutonic activity towards the trench is different to the defined pattern for the north-central Chilean Andes, where the magmatic arc migration to the E and the consequent age diminution in this same direction is verified. Nd and Sr isotopic compositions show low and positive Nd values together with Sr between -4 and +7 suggesting that the North-Patagonian Batholith in the studied segment, has been composed from mixing of mantle derived or mafic lithospheric material with melting of lower continental crust, as is shown by previous work in neighboring areas. The Pb isotopic compositions in feldspar, of the same dating samples by U-Pb conventional method, varied with the age, plutons with 206Pb/204Pb greater than 18.62 are Miocene, whereas those plutons with 206Pb/204Pb less than 18.57 are Cretaceous, with an inverse relation between Miocene plutons, which is attributed to varying interaction grade with the metamorphic basement. Metal base-mineralization with Au and Ag contains are hosted in Cretaceous volcanic rocks and restricted to the Lower Cretaceous magmatic belt and Au-As mineralization are hosted in Devonian microdiorite and Paleozoic metamorphic rocks and restricted to the Miocene magmatic belt. Also, in both belts Cu-Mo occurrences are reported in associated with monzogranites and tonalities, respectively. Metal base and precious mineralizations in the Las Juntas Prospect are related to silicicadularia and quartz-sericite alteration and deposition of pyrite, sphalerite, Ag-bearing and Bi-bearing galena, and chalcopyrite, and minor hematite, tetrahedrite, arsenopyrite, bornite and chalcocite, in vein, veinlets and minor breccia bodies, and scarce dissemination. Ore grades are variable, but in mineralized Cu-veins the values reach up 15% Cu, and in Pb-Zn-Cu breccias the values reach up 32% Pb, 23% Zn and 0.28% Cu, 1.4 to 1,300 ppm Ag and 0.02 to 3.9 ppm Au. Fluid inclusion data indicate homogenization temperatures varying between 140 to 230 ºC, salinities ranging from 3 to 6 weight % NaCl equivalent, and metal base deposition during boiling and mixing events. Asmineralizations with gold contain in the Pichicolo Prospect are related to silicic and quartz-sericite alterations and deposition of arsenopyrite and pyrite, and minor pyrrotite, chalcopyrite and bornite, in veinlets, stockwork and dissemination. Grades vary between 0.02 to 2.0 ppm Au. Fluid inclusion data indicate homogenization temperatures varying between 180 to 270 ºC, salinities ranging from 3 to 5 weight % NaCl equivalent, and metallic deposition during boiling and mixing events. The mineralization, alteration and the chemical and physical fluid characteristics suggest for both studied prospects epithermal low-sulphidation features. Re-Os method in molybdenites hosted in monzogranitic and tonalitic plutons have been used to determine timing of Cu-Mo mineralizations. The obtained ages (ca. 119 and 9.1 to 8.2 Ma) suggest that the mineralization occurred in hydrothermal systems closely associated with late Lower Cretaceous and Miocene plutonic events, which confirm the interpretation about the existence of Lower Cretaceous and Miocene metallogenic belts proposed for the North-Patagonian Cordillera. Biotite of the monzogranitic host rock directly related with the Palena village molybdenite mineralization was dated by Ar/Ar in 114.7 Ma, and near of the occurrence in 114.2 Ma. Biotite of the tonalite host rock directly related with the Reloncaví estuary molybdenite mineralization was dated by Ar/Ar in 8.53 Ma and near of the occurrence in 8.64 Ma. The proximity, and superposition within the analytical error, between the Ar/Ar biotite ages, in both areas, suggests non extended hydrothermal alteration. Rb-Sr isochron age of 126±8 Ma obtained from hydrothermally alterated rocks in a polymetallic prospect is interpreted as the age of the hydrothermal event. Ar/Ar step-heating experiments in hydrothermal very fine grain sericite from Au-As mineralization shown Ar-redistribution by recoil effect and the integrated age of 142±2 Ma suggest that the association mineralization-Jurassic volcanic felsic magmatism should not be discarded. Sr and Nd isotopic compositions of the host and igneous-related mineralization rocks indicate that magmas are mainly mantle derived with variable little crustal contamination. Pb isotopic compositions of the ore minerals, host and igneous-related mineralization rocks in both prospect clusters near of the orogene curve within a plumbotectonic model. On 206Pb/204 versus 207Pb/204Pb plot, the ore minerals and the associated igneous units of the Las Juntas prospect are less radiogenic (206Pb/204Pb <18.6) that the Pichicolo prospect (206Pb/204Pb >18.6). This model is compatible with the absolute Cretaceous mineralization-age determined for the Las Juntas prospect and with the constraint Miocene mineralization-age for the Pichicolo prospect. The elongate trends of the ore minerals in the general clusters indicate mainly an orogenic model fit, suggesting variable mixing of lead from different sources, mainly from upper crust.

Orientador: Roberto Perez Xavier / Tese (doutorado) - Universidade Estadual de Campinas, Instituto de Geociencias / Made available in DSpace on 2018-08-03T19:08:11Z (GMT). No. of bitstreams: 1 Dreher_AnaMaria_D.pdf: 9644036 bytes, checksum: e67cdfe9ac1a7a487928d21fae15d8ac (MD5) Previous issue date: 2004 / Doutorado

Submitted by Edisangela Bastos (edisangela@ufpa.br) on 2015-02-25T18:48:01Z No. of bitstreams: 2 license_rdf: 22974 bytes, checksum: 99c771d9f0b9c46790009b9874d49253 (MD5) Dissertacao_EstudosIsotopicosZonas.pdf: 3577467 bytes, checksum: ceb7632af67c8a3b5664f57bf77a59a5 (MD5) / Approved for entry into archive by Ana Rosa Silva (arosa@ufpa.br) on 2015-02-26T14:28:17Z (GMT) No. of bitstreams: 2 license_rdf: 22974 bytes, checksum: 99c771d9f0b9c46790009b9874d49253 (MD5) Dissertacao_EstudosIsotopicosZonas.pdf: 3577467 bytes, checksum: ceb7632af67c8a3b5664f57bf77a59a5 (MD5) / Made available in DSpace on 2015-02-26T14:28:17Z (GMT). No. of bitstreams: 2 license_rdf: 22974 bytes, checksum: 99c771d9f0b9c46790009b9874d49253 (MD5) Dissertacao_EstudosIsotopicosZonas.pdf: 3577467 bytes, checksum: ceb7632af67c8a3b5664f57bf77a59a5 (MD5) Previous issue date: 2013 / UFPA - Universidade Federal do Pará / CNPq - Conselho Nacional de Desenvolvimento Científico e Tecnológico / INCT/GEOCIAM - Instituto Nacional de Ciência e Tecnologia de Geociências da Amazônia / O depósito cupro-aurífero Visconde está localizado na Província Mineral de Carajás, a cerca de 15 km a leste do depósito congênere de classe mundial Sossego. Encontra-se em uma zona de cisalhamento de direção WNW-ESE, que marca o contato das rochas metavulcanossedimentares da Bacia Carajás com o embasamento. Nessa zona ocorrem outros depósitos hidrotermais cupro-auríferos com características similares (Alvo 118, Cristalino, Jatobá, Bacaba, Bacuri, Castanha), que têm sido enquadrados na classe IOCG (Iron Oxide Copper-Gold), embora muitas dúvidas ainda existam quanto a sua gênese, principalmente no que diz respeito à idade da mineralização e fontes dos fluidos, ligantes e metais. O depósito Visconde está hospedado em rochas arqueanas variavelmente cisalhadas e alteradas hidrotermalmente, as principais sendo metavulcânicas félsicas (2968 ± 15 Ma), o Granito Serra Dourada (2860 ± 22 Ma) e gabros/dioritos. Elas registram diversos tipos de alteração hidrotermal com forte controle estrutural, destacando-se as alterações sódica (albita + escapolita) e sódico-cálcica (albita + actinolita ± turmalina ± quartzo ± magnetita ± escapolita), mais precoces, que promoveram a substituição ubíqua de minerais primários das rochas e a disseminação de calcopirita, pirita, molibdenita e pentlandita. Dados isotópicos de oxigênio e hidrogênio de minerais representativos desses tipos de alteração mostram que os fluidos hidrotermais foram quentes (410 – 355°C) e ricos em 18O (δ18OH2O= +4,2 a 9,4‰). Sobreveio a alteração potássica, caracterizada pela intensa biotitização das rochas, a qual ocorreu concomitantemente ao desenvolvimento de foliação milonítica, notavelmente desenhada pela orientação de palhetas de biotita, que precipitaram de fluidos com assinatura isotópica de oxigênio similar à dos estágios anteriores (δ18OH2O entre +4,8 e +7,2‰, a 355°C). Microclina e alanita são outras fases características desse estágio, além da calcopirita precipitada nos planos da foliação. A temperaturas mais baixas (230 ± 11°C), fluidos empobrecidos em 18O (δ18OH2O = -1,3 a +3,7‰) geraram associações de minerais cálcico-magnesianos (albita + epidoto + clorita ± calcita ± actinolita) que são contemporâneas à mineralização. Valores de δ18DH2O e δOH2O indicam que os fluidos hidrotermais foram inicialmente formados por águas metamórficas e formacionais, a que se misturou alguma água de fonte magmática. Nos estágios tardios, houve considerável influxo de águas superficiais. Diluição e queda da temperatura provocaram a precipitação de abundantes sulfetos (calcopirita ± bornita ± calcocita ± digenita), os quais se concentraram principalmente em brechas tectônicas - os principais corpos de minério - que chegam a conter até cerca de 60% de sulfetos. Veios constituídos por minerais sódico-cálcicos também apresentam comumente sulfetos. A associação de minerais de minério e ganga indica uma assinatura de Cu-Au- Fe-Ni-ETRL-B-P para a mineralização. Os valores de δ34S (-1,2 a +3,4‰) de sulfetos sugerem enxofre de origem magmática (proveniente da exsolução de magmas ou da dissolução de sulfetos das rochas ígneas pré-existentes) e precipitação em condições levemente oxidantes. Datação do minério por lixiviação e dissolução total de Pb em calcopirita forneceu idades de 2736 ± 100 Ma e 2729 ± 150 Ma, que indicam ser a mineralização neoarqueana e, a despeito dos altos erros, permite descartar um evento mineralizador paleoproterozoico. A idade de 2746 ± 7 Ma (MSDW=4,9; evaporação de Pb em zircão), obtida em um corpo granítico não mineralizado (correlacionado à Suíte Planalto) que ocorre na área do depósito, foi interpretada como a idade mínima da mineralização. Assim, a formação do depósito Visconde teria relação com o evento transpressivo ocorrido entre 2,76 e 2,74 Ga, reponsável pela inversão da Bacia Carajás e pela geração de magmatismo granítico nos domínios Carajás e de Transição. Esse evento teria desencadeado reações de devolatilização em rochas do Supergrupo Itacaiúnas, ou mesmo, provocado a expulsão de fluidos conatos salinos aprisionados em seus intertícios. Esses fluidos teriam migrado pelas zonas de cisalhamento e reagido com as rochas (da bacia e do embasamento) pelas quais se movimentaram durante a fase dúctil. As concentrações subeconômicas do depósito Visconde devem ser resultado da ausência de grandes estruturas que teriam favorecido maior influxo de fluidos superficiais, tal como ocorreu na formação dos depósitos Sossego e Alvo 118. / The Cu-AuVisconde deposit is located in the Carajás Mineral Province, northern Brazil, about 15 km east of the world-class Sossego deposit. It lies within a regional WNW–ESE-striking shear zone that marks the contact between the ~2.76 Ga metavolcano-sedimentary rocks of the Carajás Basin and the basement units. Other Cu- Au deposits with similar characteristics (Bacaba, Castanha, Alvo 118, Cristalino, Jatobá) occur along this shear zone. They have been included in the IOCG class, although much controversy exists regarding their genesis, particularly with respect to the mineralization age and source of fluids, ligands and metals. TheVisconde deposit is hosted by Archean rocks, mainly felsic metavolcanic rocks (2968 ± 15 Ma), the Serra Dourada granite (2860 ± 22 Ma), and gabbro/diorites. These rocks are variably sheared and reveal various types of hydrothermal alteration with strong structural control. The earliest types are the sodic (albite-scapolite) and sodic-calcic alterations (albiteactinolite ± tourmaline ± quartz ± magnetite ± scapolite ± epidote), which promoted ubiquitous replacement of the rock primary minerals and precipitaton of disseminated chalcopyrite, pyrite, molybdenite and pentlandite. Oxygen isotope data of representative minerals from these stages show that the hydrothermal fluids were hot (410 – 355°C) and 18O-rich (δ18OH2O = +4.2 to +9.4‰). The following potassic stage is characterized by intense biotitization of the rocks, which developed concomitantly a mylonitic foliation highlighted by the remarkable orientation of biotite flakes. This mica precipitated from fluids with similar oxygen isotope signature to that of the previous stages (δ18OH2O = +4.8 to +7.2‰, at 355°C). Microcline and allanite are other typical minerals of this stage, in addition to chalcopyrite that deposited along the foliation planes. At lower temperatures (230 ± 11°C), 18O-depleted fluids (δ18OH2O = -1.3 to +3.7‰) generated a calcic-magnesian mineral assemblage (albite + epidote + chlorite ± actinolite ± calcite) present mostly in veins and contemporaneous with the main mineralization. The δ18OH2O and δDH2O data indicate that the hydrothermal fluids were initially formed by metamorphic and formation waters, possibly with some contribution of magmatic water. At later stages, there was a considerable influx of surface water. The resulting fluid dilution and cooling might have accounted for the abundant precipitation of sulphides (chalcopyrite ± bornite ± chalcocite ± digenite) mainly in tectonic breccias, whose matrix contains up to 60% sulphides. These breccias represent the most important ore bodies, although sulphides also occur in veins together with sodic-calcic minerals. The mineral associations assign a Cu-Au-Fe-Ni-ETRL-B-P signature to the ore. The sulphur isotope composition (δ34SCDT= -1.2 to 3.4‰) is compatible with a magmatic source for sulphur, which could have been either exsolved from a crystallizing granitic magma or dissolved from sulphides originally present in preexisting igneous rocks. Additionally, it indicates relatively reducing conditions for the fluid. Dating of chalcopyrite by Pb leaching and total dissolution techniques yielded ages of 2736 ± 100 Ma and 2729 ± 150 Ma. Despite the large errors, they point to a Neoarchean age for the mineralization and preclude a Paleoproterozoic mineralizing event. The age of 2746 ± 7 Ma (MSDW = 4.9; Pb evaporation on zircon), obtained for a non-mineralized granitic intrusion present in the deposit area and correlated to the Planalto Suite, was considered as the minimum age for the mineralization. Thus, the Visconde deposit genesis could be related to the 2.76-2.74 Ga transpressive tectonothermal event that was responsible for the inversion of the Carajás basin and generation of granitic magmatism in the Carajás and Transition domains. Such an event should have triggered devolatilazion reactions in the Itacaiunas Supergroup rocks, producing metamorphic fluids or even driving off water trapped in the pores of the basin rocks. These fluids migrated along regional shear zones and reacted with both the basin and basement rocks through which they moved during the ductile regime. The subeconomic concentrations of the Visconde deposit might be the result of the absence of prominent structures that would otherwise favor a greater influx of fluids, as it seems to have been the case in the Sossego and Alvo 118 deposits.

Submitted by Geyciane Santos (geyciane_thamires@hotmail.com) on 2015-10-21T15:11:06Z No. of bitstreams: 1 Dissertação - Thaís Marcela Fernandes do Nascimento.pdf: 7663370 bytes, checksum: 78675054747a962a6b28925dad30eb5d (MD5) / Approved for entry into archive by Divisão de Documentação/BC Biblioteca Central (ddbc@ufam.edu.br) on 2015-10-21T18:29:37Z (GMT) No. of bitstreams: 1 Dissertação - Thaís Marcela Fernandes do Nascimento.pdf: 7663370 bytes, checksum: 78675054747a962a6b28925dad30eb5d (MD5) / Approved for entry into archive by Divisão de Documentação/BC Biblioteca Central (ddbc@ufam.edu.br) on 2015-10-21T18:39:05Z (GMT) No. of bitstreams: 1 Dissertação - Thaís Marcela Fernandes do Nascimento.pdf: 7663370 bytes, checksum: 78675054747a962a6b28925dad30eb5d (MD5) / Made available in DSpace on 2015-10-21T18:39:05Z (GMT). No. of bitstreams: 1 Dissertação - Thaís Marcela Fernandes do Nascimento.pdf: 7663370 bytes, checksum: 78675054747a962a6b28925dad30eb5d (MD5) Previous issue date: 2010-09-22 / CNPq - Conselho Nacional de Desenvolvimento Científico e Tecnológico / The Igarapé Maneiga W-Sn deposit is composed of a granitic intrusive stock in Paleoproterozoic basement rocks (Jamari Complex) and covered by alluvial-colluvial sediments. The stock granite is formed by two petrographic types: biotite-alkali feldspar granite and topaz-albite granite. The precursor stage magmatic mineralization is attributed to the topaz-albite granite, which displays geochemical signature peraluminous, subalkaline with medium K2O and REE distribution in concave pattern, with negative anomalies in Eu (Eu/EuN = 0.07) and with fractionation absence between LREE and HREE ([La /Yb]N = 0.8). The W-Sn ore (wolframite and cassiterite) is associated with greisens, breccia and veins-veinlets systems. In the greisens the wolframite and cassiterira crystals occur associated with quartz, topaz, Li-mica, fluorite, sphalerite, pyrite, marcasite, pyrrhotite, galena, chalcopyrite, molybdenite, bismuthinite, siderite, phengite, monazite, xenotime and hematite. The ore in the breccia occurs distributed so widespread and irregular, while in the veins-veinlets system can be identified at least two generations, usually surrounded by Li-mica crystals arrangement in comb and stocksheider structures, with the ore occupying both the edges as the central parts associated with pyrite, chalcopyrite, galena, molybdenite, bismuthinite and siderite. The preliminary study about fluid inclusions in greisens has recognized two fluid systems: H2O-NaCl and H2O-CO2-NaCl. The system H2O-NaCl is dominant, which has low density (0.8 to 0.9 g/cm3) and salinity between 0.1 to 6.7 wt% NaCl, while the system H2O-CO2-NaCl has salinity 9-9.8 wt% NaCl. Overall, the main temperature range of total homogenization of the fluid system is between 250 and 300º C. Analyses of oxygen (δ18O) and sulfur (δ34S) isotopes show that the ore hydrothermal fluid is likely magmatic, whose temperature isotopic to crystallization of the mineral pair wolframite-quartz is between 220 and 270° C, consistent with the preliminary data from fluid inclusions studies. The 40Ar/39Ar ages obtained for the Li-micas from greisens determine value of 988 ± 5 Ma, interpreted as the age-cooling of the system hydrothermal, which occurred around 350° C. The geological evolution proposed to the Igarapé Manteiga W-Sn deposit involved in the late-stage of crystallization of the topaz-albite granite magmatic phase, a segregation process of two stages: magmatic and hydrothermal. The hydrothermal stage driven by volatile adduced vast majority of incompatible elements, lodging at the interface granite and host-rocks. The tension in the hall host- rock provided a burst relieving of tension and generating fractures that have spread over the granite dome, producing hydrothermal breccia and a second generation of veins-veinlets systems, lowering the temperature in the hydrothermal fluid and provided the precipitation of ore-metallic content. This process took place under a temperature range 200-300º C, and confining pressure estimated at between 0.5-1.5 kbar and about of 988 ± 5 Ma. / O depósito de W-Sn Igarapé Manteiga é formado por um stock granítico intrusivo em rochas do embasamento paleoproterozóico (Complexo Jamari) e encoberto por sedimentos colúvio-aluvionares sub-atuais. O stock granítico é composto pelos tipos petrográficos biotita-álcali feldspato granito e topázio-albita granito. A fase magmática precursora da mineralização é atribuída ao topázio-albita granito, a qual exibe caráter peraluminoso, subalcalina de médio K2O e padrão côncavo de distribuição dos ETR, com anomalia negativa em Eu (Eu/EuN = 0,07) e ausência de fracionamento dos ETR leves em direção aos ERT pesados ([La/Yb]N = 0,8). A mineralização de W-Sn (wolframita e cassiterita) está associada a greisens, brechas e sistemas de veios e vênulas. Nos greisens, wolframita e cassiterira ocorrem associados a quartzo, topázio, mica-Li, fluorita, esfalerita, pirita, marcassita, pirrotita, galena, calcopirita, molibidenita, bismutinita, siderita, fengita (mica branca), monazita, xenotímio e hematita. Na brecha a mineralização ocorre disseminada e/ou formando fragmentos de tamanhos variados distribuídos de modo caótico. No sistema de veios e vênulas é possível identificar, pelo menos, duas gerações. Esse sistema é normalmente contornado por cristais de mica-Li em arranjo do tipo comb e stocksheider, com a mineralização ocupando tanto as bordas como as partes centrais, associada à pirita, calcopirita, galena, molibidenita, bismutinida e siderita. Estudo preliminar sobre inclusões fluidas nos greisens demonstram a existência de dois sistemas fluidos: H2O-NaCl e H2O-CO2-NaCl. O sistema H2O-NaCl é dominante, o qual apresenta densidade baixa (0,8 a 0,9 g/cm3) e salinidade entre 0,1 a 6,7 wt%NaCl, enquanto que o sistema H2O-CO2-NaCl apresenta salinidade entre 9 e 9,8 wt%NaCl. No geral, o principal intervalo de temperatura de homogeneização total do sistema fluido está entre 250 e 300º C. Análises de isótopos de oxigênio (δ18O) e enxofre (δ34S) demonstram que o fluido hidrotermal responsável pela mineralização é de natureza magmática, cujas temperaturas isotópicas de cristalização do par mineral wolframita-quartzo está entre 220 e 270º C, compatível com os dados preliminares de inclusões fluidas. A idade 40Ar/39Ar do obtida para micas-Li de greisens, determinam valor de 988 ± 5 Ma, interpretado como a idade de resfriamento desse sistema hidrotrermal, a qual ocorreu por volta de 350º C. A evolução do depósito de W-Sn Igarapé Manteiga envolveu no final da cristalização da fase magmática topázio-albita granito um processo de separação das fases magmática e hidrotermal, que se tornaram imiscíveis. A fase hidrotermal impulsionada pelos voláteis carreou grande maioria dos elementos incompatíveis, alojando-se na interface cúpula granítica - rocha encaixante. A tensão sob a carapaça de rocha encaixante proporcionou a ruptura da mesma, aliviando a tensão e gerando fraturas de extensão que se propagaram acima da cúpula granítica, produzindo brechas hidrotermais e uma segunda geração de veios e vênulas, abaixamento da temperatura no sistema hidrotermal e proporcionou a precipitação do conteúdo metálico. Tal processo ocorreu sob um intervalo de temperatura entre 200º e 300º C, sob pressão confinante estimada entre 0,5 e 1,5 kbar e ha cerca de 988 ± 5 Ma atrás.

Made available in DSpace on 2014-06-12T18:03:25Z (GMT). No. of bitstreams: 2 arquivo3929_1.pdf: 8251475 bytes, checksum: 8432fd65abc5d551cfe76e10c94a2f2b (MD5) license.txt: 1748 bytes, checksum: 8a4605be74aa9ea9d79846c1fba20a33 (MD5) Previous issue date: 2008 / Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior / A composição isotópica, (&#948;13C, 87Sr/86Sr e Pb-Pb), de mármores de duas localidades (Surubim e Caruaru) do Complexo Caroalina-Surubim, Zona Transversal da Província Borborema (NE-Brasil) foi usada para se estimar a idades de sedimentação e metamorfismo das seqüências carbonáticas originais. Estas ocorrências fazem parte de uma sucessão sedimentar depositada durante o Meso- Neoproterozoico e metamorfisadas no fácies anfibolito. São mármores branco a cinza claro, composição predominante de calcita, dolomita, tremolita, diopsídio, flogopita, quartzo, grafita, titanita, plagioclásio, clorita, biotita, apatita e apresentam em comum, e nos mármores de Caruaru já alternâncias de camadas com intercalações de xistos e veios de pegmatitos e bolsões de paragnaisses. Dados geoquímicos de rocha total indicam que os mármores da folha Caruaru são predominantemente calcíticos com CaO>40% e MgO<10% e os da folha Surubim são dolomíticos com CaO<40% e MgO>12%. O teor de sílica em ambas as localidades normalmente é <5%. Análises de química mineral e rocha total nos mármores de Caruaru sugerem que as temperaturas regionais, durante o pico de metamorfismo, estariam no fácies anfibolito, próxima a 650oC. Para os mármores da folha Surubim as temperaturas estimadas são um pouco mais baixas, na faixa médio-alta do fácies anfibolito. Os valores de &#948;13C nas amostras da área de Caruaru apresentam uma variação de -2,55 a +4,87 PDB e de -2,60 a +3,87 PDB na área de Surubim. A quimioestratigrafia isotópica de C, O e Sr permite concluir que: (a) As curvas de variação temporal obtidas registram flutuações primárias na composição isotópica de C, O e Sr da água do mar durante a passagem do Neo-Mesoproterozoico, possivelmente relacionada ao rifteamento e formação de arcos magmáticos durante o evento orogenético Cariris Velhos. (b) Os valores de 87Sr/86Sr são muito homogêneos nos mármores de Caruaru (0,70734 a 0,70785) e os da folha Surubim (0,70634 a 0,70901) mostram uma maior variação. Analogias destes valores com os registrados na literatura, expressas em curvas de variação temporal, sugere que a deposição destes carbonatos indicam idade mínima de 520Ma e máxima de 725Ma para os mármores da folha Caruaru e enquanto os da folha Surubim apresentam menor variação com idade mínima de 525Ma e máxima de 720Ma. Intervalos de variação de tempo semelhantes são encontrados quando se usa a curva de evolução 87Sr/86Sr de rios e oceanos sugere idades de sedimentação para as lentes de Caruaru, em torno de 0,70-0,75Ga, e para Surubim em torno de 1Ga. Idades de deposição inferidas por curvas de variação temporal com isótopos de C e O sugerem idades máximas um pouco mais antigas para todas as lentes estudadas, sendo que as amostras de Caruaru indicam idade máxima de 0,95-1,0Ga, enquanto que as de Surubim indicam idade máxima de 0,95Ga. Estes resultados sugerem que os mármores estudados foram depositados durante um período de elevação do nível do mar, no evento Cariris Velhos, com metamorfismo presente provavelmente nos estágios finais deste evento. As razões 206Pb/204Pb nos mármores de Caruaru variam de 17,863 a 19,753 e nos de Surubim de 17,744 a 19,222, definindo uma idade de metamorfismo de 628Ma para os mármores de Caruaru e de 652Ma para os da folha Surubim. Apesar da dispersão de dados obtidos, estes são compatíveis aos valores propostos para metamorfismo de idade neoproterozóica. As características químicas e físicas destes mármores permitem classificá-los em termos metalogenéticos (indústria de construção civil e agropecuária), como mármore de boa qualidade, em função do poder de neutralização e poder relativo de neutralização total com teores superiores a 76% sendo indicado para a produção de corretivo de solos e cimentos, produtos importantes para a economia do Estado de Pernambuco

Submitted by Cleide Dantas (cleidedantas@ufpa.br) on 2018-12-19T14:12:32Z No. of bitstreams: 2 license_rdf: 0 bytes, checksum: d41d8cd98f00b204e9800998ecf8427e (MD5) Tese_GeologiaMetalogeneseOuro.pdf: 12317474 bytes, checksum: 2bc575886c11ee4638b4548c3611b3eb (MD5) / Approved for entry into archive by Cleide Dantas (cleidedantas@ufpa.br) on 2018-12-19T14:12:46Z (GMT) No. of bitstreams: 2 license_rdf: 0 bytes, checksum: d41d8cd98f00b204e9800998ecf8427e (MD5) Tese_GeologiaMetalogeneseOuro.pdf: 12317474 bytes, checksum: 2bc575886c11ee4638b4548c3611b3eb (MD5) / Made available in DSpace on 2018-12-19T14:12:46Z (GMT). No. of bitstreams: 2 license_rdf: 0 bytes, checksum: d41d8cd98f00b204e9800998ecf8427e (MD5) Tese_GeologiaMetalogeneseOuro.pdf: 12317474 bytes, checksum: 2bc575886c11ee4638b4548c3611b3eb (MD5) Previous issue date: 2018-12-13 / CNPq - Conselho Nacional de Desenvolvimento Científico e Tecnológico / O Maciço de Troia representa um dos principais domínios de embasamento arqueano/paleoproterozoico da Província Borborema, NE-Brasil, compondo-se principalmente de terrenos granito-greenstone riacianos e gnaisses TTGs de idades neoarqueanas. Os greenstone belts paleoproterozoicos do Maciço de Troia compartilham idades, características litoestratigráficas e mineralização aurífera, com aspectos similares de outros greenstone belts riacianos dos crátons adjacentes. Uma idade U-Pb em zircão de 2185 ± 4 Ma foi obtida para metatonalito pré-colisional (tonalitos Mirador) com afinidade geoquímica semelhante à adakitos. Para plutons potássicos colisionais (Suíte Bananeira) obteve-se as idades U-Pb em zircão de 2079 ± 4 Ma para um quartzo monzonito deformado e 2068 ± 5 Ma para um granito equigranular menos deformado. Ambos são cálcio-alcalinos de alto-K, derivados da fusão parcial de fonte crustal. As idades modelo Hf em zircão de todos os granitoides variam entre 2800 e 2535 Ma, evidenciando que componentes de crosta arqueana contribuíram para a gênese do magmatismo. No entanto, zircões herdados com c. 2.3 Ga mostraram valores de Ɛ_Hf(t) de c. +4,9, indicando que crosta paleoproterozoica menos radiogênica (juvenil) também participou como fonte de magma. A mineralização de ouro no greenstone belt da Serra das Pipocas está associada a zona de cisalhamento, e a principal área mineralizada (o depósito de Pedra Branca) se estabeleceu no limite estratigráfico da unidade metavulcânica máfica e metassedimentar da sequência greenstone. O estágio principal da mineralização aurífera é encontrado em associação com veios de quartzo, alteração cálcio-silicática (diopsídio, feldspato potássico, anfibólio, titanita, biotita, pirita, albita, magnetita ± carbonatos) e abitização (albititos). Ouro livre comumente se precipita em estreita associação espacial com magnetita e teluretos de ouro e prata. Duas assembleias de inclusões fluidas foram identificadas em veios de quartzo associados à alteração cálcio-silicática. A assembleia 1 é caracterizada por trilhas pseudo-secundárias que mostram a coexistência de três tipos de inclusões fluidas (aquosas, aquo-carbônicas e carbônicas), sugerindo formação durante a separação de fases (imiscibilidade de fluidos). A intersecção das isócoras médias para inclusões aquosas e carbônicas coexistentes sugere condições de PT de 495°C e 2.83 kbar (10.5 km de profundidade), semelhante a condições de PT de depósitos de ouro orogênico hipozonal. A assembleia 2 é representada por inclusões fluidas secundárias, aquosas e de baixa temperatura (Th < 200°C), provavelmente não relacionadas à mineralização aurífera. Os valores de δ¹⁸O, δD e δ¹³C dos minerais hidrotermais (quartzo, calcita, biotita, hornblenda e magnetita) evidenciam valores de δ¹⁸O do fluido variando de +8,3 a +11,0 ‰ (n=59), δD do fluido de -98 a -32‰ (n=24) e valores de δ¹³C de calcita de -6,35 a -9,40 ‰ (n=3). A geotermometria por isótopos de oxigênio em pares de quartzo-magnetita forneceu temperaturas de 467 a 526°C (n=7, média de 503°C), que provavelmente, representa a temperatura de deposição de ouro. A associação de ouro com magnetita e teluretos sugere um fluido formador de minério proveniente de magmas oxidados, semelhante àqueles interpretados como “depósitos de ouro orogênico relacionado a intrusões oxidadas”, comumente descrito em outros greenstone belts pré-cambrianos (ex., Abitibi e Eastern Goldfields). Quatro eventos de deformação (Dn, Dn+1, Dn+2 e Dn+3) são reconhecidos no greenstone belt da Serra das Pipocas. O evento Dn é responsável pela foliação Sn, paralela ao acamamento (So) da pilha metavulcanossedimentar. O evento Dn+1 é caracterizado pela foliação Sn+1, de mergulho principal para SE, sendo plano-axial a uma série de dobras assimétricas que evidenciam transporte tectônico para NW. O evento Dn+2 representa a fase de deformação transcorrente e o evento Dn+3 é caracterizado por deformação dúctil-rúptil. O estágio principal da mineralização de ouro é encontrado em veios de quartzo deformados, associados à alteração de alta temperatura (cálcio-silicática e albitização), no entanto, ocorrência de ouro (± Te, Ag) em estruturas Dn+3 (dúctil-rúptil) também foi observada. Uma idade U-Pb em titanita de 2029 ± 28 Ma foi obtida para a alteração de cálcio-silicática (e mineralização de ouro). No entanto, a forte perda de Pb dos grãos de titanita define uma idade de 574 ± 7 Ma no intercepto inferior da linha discórdia, evidenciando metamorfismo neoproterozoico. A idade U-Pb em zircão de 575 ± 3 Ma para diques sin-tectônicos à deformação Dn+3, sugere que a deformação progressiva (Dn+1, Dn+2 e Dn+3) é provavelmente de idade Neoproterozoica, com tensor de compressão máxima (σ1) na direção WNW-ESE. No entanto, em escala local, registros de deformação paleoproterozoica (Dn) ainda estão preservados. Como modelo genético para o depósito de ouro de Pedra Branca, é sugerido aqui, uma mineralização de ouro orogênico controlada por dois estágios de exumação tectônica; (1) mineralização de ouro orogênico hipozonal ocorreu em c. 2029 Ma, após pico do metamorfismo de alto grau e durante primeira exumação tectônica da sequência greenstone, e, posteriormente, em c. 575 Ma, (2) mineralização aurífera tardia (remobilização?) ocorreu em nível crustal mais raso, durante o segundo estágio de exumação tectônica, associado à orogênese Brasiliana/Pan-Africana. / At the Archean–Paleoproterozoic Troia Massif, in Borborema Province, NE–Brazil, two major Paleoproterozoic greenstone belts are recognized (Algodões and Serra das Pipocas). These share similar ages and lithostratigraphic characteristics with other 2.2–2.1 Ga greenstone belts of the surrounding cratonic domains (e.g. Guiana shield and São Luis–West Africa craton), and also host gold mineralization. In this thesis, a U–Pb zircon age of 2185 Ma was obtained for a pre–collisional metatonalite (Mirador tonalites) with geochemical affinity similar to adakites–like rocks. For syn– to post–collisional potassic plutons (Bananeira suite) we obtained U–Pb zircon ages of 2079 Ma for a deformed quartz monzonite and of 2068 Ma for the less–deformed equigranular granite. These granitoids of the Bananeira suite are both of high–K calc–alkaline affinity, and probably derived from partial melting of crustal sources. Zircon Hf crustal model ages of all granitoids range between 2800 and 2535 Ma, indicating that Archean crustal components contributed to their magma genesis. However, two analyzed c. 2.3 Ga old inherited zircon grains showing Ɛ_Hf (t) values of c. +4.9, indicate that crustal reworking of less–radiogenic Paleoproterozoic sources also participated. Gold mineralization in the Serra das Pipocas greenstone belt is associated with a regional NE-trending shear zone. The mineralized areas (the Pedra Branca gold deposit) are located near–parallel to the stratigraphy, siting on shear zones, between metavolcanic and metasedimentary unit boundaries. The main stage of gold mineralization is found in association with quartz veins, high–temperature calc–silicate alteration (diopside, K–feldspar, amphibole, titanite, biotite, pyrite, albite, magnetite ± carbonates) and albitization. Free–milling gold commonly precipitates in close association with magnetite and gold/silver tellurides. Two fluid inclusion assemblages were identified in mineralized quartz veins. Assemblage 1 is characterized by pseudo–secondary trails that show the coexistence of CO₂–rich and low salinity (0 to 8 wt% NaCl equiv.) CO₂–H₂O–NaCl and H₂O–NaCl inclusions, suggesting formation during phase separation (fluid immiscibility). The mean isochores intersection of CO₂–rich and H₂O–NaCl inclusions of assemblage 1 suggests PT conditions of 495 °C and 2.83 kbar (c. 10.5 km depth), akin to hypozonal orogenic gold deposits. Assemblage 2 is represented by late secondary low–temperature (Th<200°C) H₂O–NaCl inclusions, probably unrelated to gold mineralization. The δ¹⁸O, δD and δ¹³C values of hydrothermal minerals (quartz, calcite, biotite, hornblende and magnetite) define fluid δ¹⁸O values ranging from +8.3 to +11.0‰ (n=59), fluid δD from -98 to -32‰ (n=24) and δ¹³C values of calcite from -6.35 to -9.40‰ (n=3). Oxygen isotope thermometry for quartz–magnetite pairs gave temperatures from 467 to 526°C (n=7, average 503°C), which probably represents the temperature of gold deposition. The association of gold with magnetite and tellurides strongly suggests an ore–forming fluid sourced by oxidized magmas, similar to those interpreted as ‘orogenic oxidized intrusion– related gold deposits’ in other Precambrian greenstone belts (e.g. Abitibi and Eastern Goldfields). Four deformation events (Dn, Dn+1, Dn+2 and Dn+3) are recognized in the Serra das Pipocas greenstone belt. The Dn event is responsible for the early Sn foliation, parallel to bedding (So) of the greenstone pile. The Dn+1 event is characterized by a pervasive, southeasterly–dipping Sn+1 foliation that is axial–planar to a number of asymmetric, tight to isoclinal and recumbent folds. The Dn+2 event represents a transcurrent deformation phase and the late Dn+3 event is characterized by ductile–brittle deformation. The main stage of gold mineralization is found as deformed quartz veins and associated high–temperature alteration, but some lower temperature gold (±Te, Ag) occurrence along the late stage brittle structures (Dn+3 event) is also observed. The U–Pb titanite age of 2029 ± 28 Ma for the high– temperature calc–silicate alteration (and gold mineralization) is presented here. However, the strong Pb loss of titanite grains defines a 574 ± 7 Ma lower intercept age, evidencing that early gold mineralization were broadly affected by Neoproterozoic deformational events and metamorphism (Brasiliano/Pan–African orogeny). The U–Pb zircon age of 575 ± 3 Ma for syn–tectonic diques bracketed the age of late Dn+3 deformation event. Then, the progressive deformation recorded (Dn+1, Dn+2 and Dn+3) is probably of Neoproterozoic age, with the maximum compressive stress (ζ1) in the WNW–ESE direction. However, at local scale, Paleoproterozoic deformation records (Dn) still preserved. The genetic model for the Pedra Branca gold deposit is suggested here by a two–stage exhumation–drive gold mineralization; represented by a (1) early oxidized hypozonal orogenic gold mineralization (main stage) that occurred at c. 2029 Ma, shortly after the high–grade Paleoproterozoic metamorphism and first exhumation processes of the greenstone pile, and later on, at c. 580 Ma, a (2) late gold mineralization (remobilization?) occurred at shallow levels (second exhumation process) associated to late Neoproterozoic Brasiliano/Pan–African orogeny. / CPRM - Companhia de Pesquisa de Recursos Minerais / Serviço Geológico do Brasil

Submitted by Edisangela Bastos (edisangela@ufpa.br) on 2015-02-26T17:01:47Z No. of bitstreams: 2 license_rdf: 22974 bytes, checksum: 99c771d9f0b9c46790009b9874d49253 (MD5) Dissertacao_EstudosInclusoesFluidas.pdf: 3761378 bytes, checksum: d5c01cb5bad707e8d73d79e69f149711 (MD5) / Approved for entry into archive by Ana Rosa Silva (arosa@ufpa.br) on 2015-02-27T15:24:10Z (GMT) No. of bitstreams: 2 license_rdf: 22974 bytes, checksum: 99c771d9f0b9c46790009b9874d49253 (MD5) Dissertacao_EstudosInclusoesFluidas.pdf: 3761378 bytes, checksum: d5c01cb5bad707e8d73d79e69f149711 (MD5) / Made available in DSpace on 2015-02-27T15:24:10Z (GMT). No. of bitstreams: 2 license_rdf: 22974 bytes, checksum: 99c771d9f0b9c46790009b9874d49253 (MD5) Dissertacao_EstudosInclusoesFluidas.pdf: 3761378 bytes, checksum: d5c01cb5bad707e8d73d79e69f149711 (MD5) Previous issue date: 2013 / CAPES - Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior / Moreira Gomes é um dos depósitos do campo mineralizado do Cuiú-Cuiú, província Aurífera do Tapajós, com recursos de 21,7 t de ouro. A zona mineralizada, com 1200 metros de comprimento, 30-50 metros de largura e, pelo menos, 400 metros de profundidade é controlada por uma estrutura subvertical de orientação E-W, associada a um sistema de falhas transcorrentes sinistrais. As rochas hospedeiras nesse depósito são predominantemente tonalitos de 1997 ± 2 Ma (Suite Intrusiva Creporizão). O estilo da alteração hidrotermal relacionado à mineralização é predominantemente fissural e localmente pervasivo. Os tipos de alteração hidrotermal são sericitização, carbonatação, cloritização, sulfetação, silicificação e epidotização, além da formação de veios de quartzo de espessuras variadas. Pirita é principal sulfeto e contém inclusões de galena, esfalerita, calcopirita e, em menor quantidade, de hessita e bismutinita. O ouro ocorre mais comumente como inclusão em cristais de pirita e, secundariamente, na forma livre em veios de quartzo. Ag, Pb e Bi foram detectados por análise semi-quantitativa como componentes das partículas de ouro. Estudo de inclusões fluidas identificou fluidos compostos por CO2 (Tipo 1), H2O-CO2-sal (Tipo 2) e H2O-sal (Tipo 3). O volátil CO2 é predominante na fase carbônica. O fluido do Tipo 2 apresenta densidade baixa a moderada, salinidade entre 1,6 e 11,8 % em peso equivalente de NaCl e foi aprisionado principalmente entre 280° e 350°C. No fluido do Tipo 3 o sistema químico pode conter a Cl2 e, talvez, MgCl2, e a salinidade varia de zero a 10,1% em peso equivalente de NaCl. Apenas localmente a salinidade atingiu 25% em peso equivalente de NaCl. Esse fluido foi aprisionado principalmente entre 120° e 220°C e foi interpretado como resultado de mistura de fluido aquoso mais quente e levemente mais salino, com fluido mais frio e diluído. Globalmente, o estudo das inclusões fluidas indica estado heterogêneo durante o aprisionamento e ocorrência de separação de fases, mistura, flutuação de pressão e reequilíbrio das inclusões durante aprisionamento. A composição isotópica do fluido em equilíbrio com minerais hidrotermais (quartzo, clorita e calcita e pirita) e de inclusões fluidas apresenta valores de δ 18 O e δD entre +0,5 e +9,8 ‰, e -49 a -8 ‰, respectivamente. Os valores de 34 S de pirita (-0,29 ‰ a 3,95 ‰) são provavelmente indicativos da presença de enxofre magmático. Pares minerais forneceram temperaturas de equilíbrio isotópico em geral concordante com as temperaturas de homogeneização de inclusões fluidas e compatíveis com as relações texturais. Os resultados isotópicos, combinados com os dados mineralógicos e de inclusões fluidas são interpretados como produto da evolução de um sistema magmático hidrotermal em três estágios. (1) Exsolução de fluido magmático aquoso e portador de CO2 entre 400°C e 320-350°C, seguido de separação de fases e precipitação principal da assembleia clorita-sericita-pirita-quartzo-ouro sob pressões menores que 2,1 kb e a 6-7 km de profundidade. (2) Resfriamento e continuação da exsolução do CO2 do fluido magmático geraram fluido aquoso, mais pobre a desprovido de CO2 e levemente mais salino, com aprisionamento dominantemente a 250°-280°C. A assembleia hidrotermal principal ainda precipitou, mas epidoto foi a principal fase nesse estágio. (3) Mistura do fluido aquoso do estágio 2, mais quente e mais salino, com um fluido aquoso mais frio e menos salino, de origem meteórica. Carbonatação está associada com esse estágio. A assembleia hidrotermal e os valores isotópicos indicam que fluido foi neutro a levemente alcalino e relativamente reduzido, que H2S (ou HS-) pode ter sido a espécie de enxofre predominante, e que Au(HS) -2 deve ter sido o complexo transportador de ouro. A deposição do ouro em Moreira Gomes ocorreu em resposta a diversos mecanismos, envolvendo a separação de fases, mistura e reações fluido-rocha. O depósito Moreira Gomes é interpretado como o produto de um sistema magmático-hidrotermal, mas não possui feições clássicas de depósitos relacionados a intrusões graníticas, tanto oxidadas como reduzidas. A idade de deposição do minério (1,86 Ga) sugere que o sistema magmático-hidrotermal pode estar relacionado com a fase final do extenso magmatismo cálcio-alcalino da Suíte Intrusiva Parauari, embora o magmatismo transicional a alcalino da Suíte Intrusiva Maloquinha não possa ser descartado. / Moreira Gomes is a recently discovered deposit (preliminary resources of 21.7 t Au) of the Cuiú-Cuiú goldfield, an importante and historical mining área of the Tapajós Gold Province, Amazonian Craton. The mineralized zone is about 1200 m long, 30-50 m wide, and is followed to at least 400 m in depth. The zone is controlled by a subvertical, east-west-trending structure that is related to a left-handed strike-slip fault system. The host rocks in the deposit are predominantly tonalites dated at 1997 ± 2 Ma that are attributed to the magmatic arc or post-collision Creporizão Intrusive Suite. Hydrothermal alteration and mineralization are predominantly of the fissure-filling type and locally pervasive. Sericitization, chloritization, sulfidation, silicification, carbonatization and epidotization are the observed alteration types. Pyrite is by far the predominant sulfide mineral and bears inclusions of chalcopyrite, galena, sphalerite and minor hesite and bismuthinite. Gold occurs predominantly as inclusions in pyrite and subordinately in the free-milling state in quartz veins. Ag, Pb and Bi have been detected by semi-quantitatiive analysis. Three types of fluid inclusions, hosted in quartz veins and veinlets, have been identified. (1) Type 1: one- and two-phase CO2 inclusions; (2) Type 2: two- and three-phase H2O-CO2-salt inclusions, and (3) Type 3: two-phase H2O-salt inclusions. CO2 is largely the predominat volatile phase in the CO2-bearing inclusions. The CO2-bearing types 1 and 2 are interpreted as the product of phase separation of an immiscible fluid. This fluid presentes low to moderate density, low to moderate salinity (1.6 to 11,8 wt.% NaCl equivalent) and was trapped chiefly at 280° to 350°C. In Type 3 fluid, the chemical system may contain CaCl2 and/or MgCl2, salinitye varies from zero to 10.1 wt.% NaCl equivalent. Only locally salinities up to 25% have been recorded. This fluid was trapped mainly between 120° and 220°C and is interpreted as resulting from mixing of a hotter and more saline aqueous fluid (in part derived from phase separation of the H2O-CO2 fluid) with a cooler and dilute aqueous fluid. As a whole, the fluid inclusions indicate phase separation, pressure fluctuations, mixing, and reequilibration during trapping. The isotopic composition of inclusion fluids and of the fluid in equilibrium with hydrothermal minerals (quartz, chlorite, and calcite) show δ18O and δD values that range from +0.5 to +9.8‰, and from -49 to -8‰, respectively. The δ34S values of pyrite (-0.29‰ to 3.95‰) are probably related to magmatic sulfur. Mineral pairs show equilibrium isotopic temperatures that are compatible with the fluid inclusion homogenization temperatures and with textural relationships of the hydrothermal minerals. Isotopic results combined with mineralogical and fluid inclusion data are interpreted to reflect a magmatic-hydrothermal system that evolved in at least three stages. (1) Exsolution of a CO2-bearing magmatic fluid between 400°C and 320-350°C and up to 2.1 kbars (6-7 km in depth) followed by phase separation and main precipitation of the hydrothermal assemblage composed of chlorite-sericite-pyrite-quartz-gold. (2) Cooling and continuous exolution of CO2 producing a CO2-depleted and slightly more saline aqueous fluid that was trapped mainly at 250°-280°C. The predominant hydrothermal assemblage of stage 1 continued to form, but epidote is the main phase at this stage. (3) Mixing of the stage 2 aqueous fluid with a cooler and dilute aqueous fluid of meteoric origin, whis was responsible for the main carbonatization phase. The composition of the hydrothermal assemblage and the fluid and isotopic composition indicate that the mineralizing fluid was neutral to slightly alkaline, relatively reduced (only locally, more oxidezed conditions have been attained, resulting in the precipitation of barite). H2S (and/or HS-) might have been the main súlfur species in the fluid and Au(HS)-2 was probably the gold transporting complex. Gold deposition occurred as a consequence of a combination of mechanisms, such as phase separation, mixing and fluid-rock interaction. The Moreira Gomes is a granite-hosted gold deposit that interpreted to be a product of a magmatic-hydrothermal gold system. The age of ore formation (~1.86 Ga) is consistent with the final stages of evolution of the widespread high-K, calc-alkaline Parauari Intrusive Suite, although the ttransitional to predominantly alkaline Maloquinha Intrusive Suite cannot be ruled out. Notwithstanding, the deposit does not show the classic features of (oxidized or reduced) intrusion-related gold deposits of Phanerozoic magmatic arcs.

Submitted by Edisangela Bastos (edisangela@ufpa.br) on 2015-02-27T18:02:40Z No. of bitstreams: 2 license_rdf: 22974 bytes, checksum: 99c771d9f0b9c46790009b9874d49253 (MD5) Dissertacao_EstudosIsotopicosInclusoes.pdf: 5400718 bytes, checksum: 8eae84db6a618036eae606d7b618a71f (MD5) / Approved for entry into archive by Ana Rosa Silva (arosa@ufpa.br) on 2015-03-02T12:44:19Z (GMT) No. of bitstreams: 2 license_rdf: 22974 bytes, checksum: 99c771d9f0b9c46790009b9874d49253 (MD5) Dissertacao_EstudosIsotopicosInclusoes.pdf: 5400718 bytes, checksum: 8eae84db6a618036eae606d7b618a71f (MD5) / Made available in DSpace on 2015-03-02T12:44:19Z (GMT). No. of bitstreams: 2 license_rdf: 22974 bytes, checksum: 99c771d9f0b9c46790009b9874d49253 (MD5) Dissertacao_EstudosIsotopicosInclusoes.pdf: 5400718 bytes, checksum: 8eae84db6a618036eae606d7b618a71f (MD5) Previous issue date: 2014 / CAPES - Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior / CNPq - Conselho Nacional de Desenvolvimento Científico e Tecnológico / Central é um depósito aurífero do campo mineralizado do Cuiú-Cuiú, Província Aurífera do Tapajós, Cráton Amazônico. A zona mineralizada está hospedada em falha e compreende 800m de comprimento na direção NW-SE, seguindo o trend regional da província Tapajós, com largura entre 50 e 70m e profundidade vertical de pelo menos 450m. A mineralização está hospedada em monzogranito datado em 1984±3 Ma e atribuído à Suíte Intrusiva Parauari. Os recursos auríferos preliminarmente definidos são de 18,6t de ouro. A alteração hidrotermal é predominantemente fissural. Sericitização, cloritização, silicificação, carbonatação e sulfetação foram os tipos de alteração identificados. Pirita é o sulfeto principal e os demais sulfetos (calcopirita, esfalerita e galena) estão em fraturas ou nas bordas da pirita. O ouro preenche fraturas da pirita e análises semi-quantitativas detectaram Ag associada ao ouro. Foram identificados três tipos de inclusões fluidas hospedados em veios e vênulas de quartzo. O tipo 1 é o menos abundante e consiste em inclusões fluidas compostas por uma (CO2vapor) ou duas fases (CO2liq-CO2vapor), o tipo 2 tem abundância intermediária e é formado por inclusões fluidas compostas por duas (H2Oliq-CO2liq) ou três fases (H2Oliq-CO2liq-CO2vapor) e o tipo 3 é o mais abundante e consiste em inclusões fluidas compostas por duas fases (H2Oliq- H2Ovapor). O CO2 representa o volátil nas inclusões com CO2 e essas (tipo 1 e 2) foram geradas pelo processo de separação de fases oriundo de um fluido aquo-carbônico. A densidade global (0,33 - 0,80 g/cm³) e a salinidade (11,15 - 2,42 % em peso equivalente de NaCl) desse fluido são baixas a moderadas e a temperatura de homogeneização mostra um máximo em 340ºC. Quanto ao tipo 3, o NaCl é o principal sal, a densidade global está no intervalo de 0,65 a 1,11 g/cm³, a salinidade compreendida entre 1,16 e 13,3 % em peso equivalente de NaCl e a temperatura de homogeneização é bimodal, com picos em 120-140ºC e 180ºC. A composição isotópica das inclusões fluidas presentes no quartzo e do quartzo, calcita e clorita mostram valores de δ18O e δD de +7,8 a +13,6 ‰ e -15 a -35 ‰, respectivamente. Os valores de δ34S na pirita são de +0,5 a +4,0 ‰ e δ13C na calcita e CO2 de inclusões fluidas de -18 a -3,7 ‰. Os valores de δ18OH2O e de δDH2O no quartzo e inclusões fluidas, respectivamente, plotam no campo das águas metamórficas, com um desvio em direção à linha da água meteórica. Considerando a inexistência de evento metamórfico na região do Tapajós à época da mineralização, o sistema hidrotermal responsável pela mineralização no Central, inicialmente, deu-se a partir de fluidos aquo-carbônicos magmático-hidrotermais, exsolvidos por magma félsico relacionado com a fase mais tardia de evolução da Suíte Intrusiva Parauari. As inclusões aquo-carbônicas e carbônicas formaram-se nessa etapa, predominantemente em torno de 340°C. A contínua exsolução de fluido pelo magma levou ao empobrecimento em CO2 nas fases mais tardias e, com o resfriamento do fluido, as inclusões aquosas passaram a predominar. A partir daí o sistema pode ter interagido com água meteórica, responsável pelo aprisionamento da maior parte das inclusões aquosas de mais baixa temperatura. É possível que parte das inclusões aquosas (as de maior temperatura) represente a mistura local dos fluidos de origens distintas. Essas observações e interpretações permitem classificar Central como um depósito de ouro magmático-hidrotermal relacionado à fase final da formação da Suíte Intrusiva Parauari. / Central is a gold deposit of the Cuiú-Cuiú goldfield, located in the Tapajós Gold Province, Amazonian Craton. The deposit is hosted in a NW-SE-trending structure and the mineralized zone is followed by 800 m along the strike and 450 m along the dip, and is 50-70 m thick. The ore bodies are hosted in a monzogranite dated at 1984±3 Ma and ascribed to the Parauari Intrusive Suite. Resources are estimated in 18.6 t Au. The hydrothermal alteration is predominantly of the fissure-filling type and sericitization, chloritization, silicification, carbonatization and sulfidation are the main alteration types. Pyrite is the predominant sulfide mineral, whereas chalcopyrite, sphalerite and galena are subordinated phases occurring in fractures and rims of pyrite. Gold particles occur in fractures of pyrite and contain subordinate amounts of silver. Three types of fluid inclusions are hosted in quartz veins and veinlets. Type 1 is the least abundant and is composed of one- (CO2vapor) and two-phases (CO2liq-CO2vapor) inclusions; Type 2 comprises two- (H2Oliq-CO2liq) and three-phases (H2Oliq-CO2liq-CO2vapor) inclusions; Type 3 is the most abundant type and consists of two-phases (H2Oliq-H2Ovapor) inclusions. CO2 is the volatile phase in CO2-bearing inclusions (types 1 and 2) and these inclusions were produced by phase separation of an aqueous-carbonic fluid. The density of this fluid is low to moderate (0,33 - 0,80 g/cm³), as is the salinity (11.15 - 2.42 wt.% NaCl equiv.). The homogenization temperatures show a peak at 340ºC. Type 3 inclusions have NaCl as the main salt component, the global density varies from 0.65 to 1.11 g/cm³, and the salinity ranges from 1.16 to 13.3 wt.% NaCl equiv. The homogenization temperature shows bimodal distribution, with peaks at 120-140ºC and 180ºC. Fluid inclusion and mineral (quartz, chlorite, calcite) isotopic compositions show δ18O and δD values of +7.8 to +13.6 ‰ and -15 a -35 ‰, respectively. Pyrite shows δ34S values of +0.5 to +4.0 ‰ and δ13C values ranging from -18 to -3.7 ‰ were obtained in calcite and CO2 inclusion fluids. The fluid δ18OH2O and δDH2O values plot in the field of metamorphic waters with a weak shift towards the meteoric water line. However, considering the absence of known metamorphic event at the time of mineralization at Central, the fluids are interpreted as belonging to a magmatic-hydrothermal system. Accordingly, the aqueous-carbonic fluids were exsolved from felsic magmas related to the latest phases of evolution of the Parauari Intrusive Suite and the carbonic and aqueouscarbonic fluid inclusions were trapped in this phase, predominantly at 340°C. The continuous exsolution lead to progressive decrease in the CO2 contents of the magmas and to increasing predominance of aqueous fluids. At this time, the fluids might have interacted with meteoric waters and most of the low-temperature aqueous inclusions were trapped. It is possible that part of the aqueous fluid inclusions (those with the highest trapping temperatures) represent local mixing of the different fluid sources. These observations allow to interpret Central as a magmatic-hydrothermal gold deposit related to the final stages of evolution of the Parauari Intrusive Suite.

Submitted by Edisangela Bastos (edisangela@ufpa.br) on 2017-03-16T14:38:43Z No. of bitstreams: 2 license_rdf: 0 bytes, checksum: d41d8cd98f00b204e9800998ecf8427e (MD5) Tese_EvolucaoPetroquimicoMetalogenetica.pdf: 19010196 bytes, checksum: e88be9f4a90636a396b6089e670b34fa (MD5) / Approved for entry into archive by Edisangela Bastos (edisangela@ufpa.br) on 2017-03-17T12:29:47Z (GMT) No. of bitstreams: 2 license_rdf: 0 bytes, checksum: d41d8cd98f00b204e9800998ecf8427e (MD5) Tese_EvolucaoPetroquimicoMetalogenetica.pdf: 19010196 bytes, checksum: e88be9f4a90636a396b6089e670b34fa (MD5) / Made available in DSpace on 2017-03-17T12:29:47Z (GMT). No. of bitstreams: 2 license_rdf: 0 bytes, checksum: d41d8cd98f00b204e9800998ecf8427e (MD5) Tese_EvolucaoPetroquimicoMetalogenetica.pdf: 19010196 bytes, checksum: e88be9f4a90636a396b6089e670b34fa (MD5) Previous issue date: 1997-05-08 / CAPES - Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior / A Suíte Vila Nova na Serra do Ipitinga (NW do Pará) consiste em uma sequência de rochas metavulcânicas máficas e ultramáficas, rochas a cordierita-antofilita e a quartzo-clorita, às quais estão sobrepostos metassedimentos químicos (BIFs tipos óxido e silicato) e clásticos. Parte das lavas básicas foi hidrotermalmente alterada em condições similares às de sistemas hidrotermais atuais, ao longo de eixos de expansão oceânicos, formando rochas a quartzo-clorita e mineralizações sulfatadas do tipo vulcanogênico-hidrotermai sindeposicional, constituídas de pirrotita-pirita-calcopirita-esfalerita, com Au e Ag associados, além de traços de galena e molibdenita. As temperaturas de formação dessas rochas, calculadas a partir de cloritas saturadas em AI, variam de 273°C a 320°C, com valor médio de 308°C. Posterior metamorfismo regional até a fácies anfibolito transformou parte das lavas básicas em anfibolitos e parte das rochas a quartzo-clorita em rochas a cordierita-antofilita. Os cálculos geotermométricos para o par cordierita-antofilita, apontam valor médio de 547°C para formação dessas rochas. As atuais associações mineralógicas das formações ferríferas e dos metassedimentos clásticos foram geradas a partir de reações metamórficas durante esse evento. Todo o pacote vulcano-sedimentar foi deformado de maneira rúptil e dúctil, assumindo a atual configuração estrutural, em faixas alongadas segundo NW-SE, com mergulhos subverticais geralmente para NE e desenvolvendo zonas de cisalhamento. A formação dessas zonas está relacionada á geração de milonitos e rochas polimetamorfizadas e hidrotermalizadas, exibindo associações metamórficas retrogressivas. As intrusões de rocha graníticas no pacote metavulcano-sedimentar propiciou metamorfismo termal, além de alterações hidrotermais nas diversas rochas da sequência. O ouro está presente na Suíte em três tipos distintos de jazimentos: associado a sulfatos vulcanogênicos, em Iodes cisalhados (com calcopirita, pirita e covelita) e em rochas alteradas por processos supergênicos. Indícios de Pt foram registrados em muitas rochas hidrotermalizadas, mas não associados à mineralização sulfetada. Quatro eventos hidrotermais foram identificados. Os estudos de inclusões fluidas feitos nas hospedeiras das mineralizações sulfatadas, em rochas a cordierita-antofilita e em veios de quartzo cisalhados, caracterizaram doze tipos de inclusões, relacionadas a dois sistemas de fluidos, ligados a eventos hidrotermais peculiares. Um aquo-carbõnico, constituído principalmente por CH4 e H2O, e um outro aquoso salino. As temperaturas de homogeneização finais das inclusões nas hospedeiras da mineralização são compatíveis com o intervalo 2500-450°C para origem dessas rochas. As isócoras de CH4 e o intervalo de temperatura de formação das hospedeiras, permitiram o cálculo do intervalo de 0,7Kb a 2,3Kb para geração da mineralização sulfetada. Os protólitos das rochas metavulcânicas são basaltos subalcalinos toleíticos. Basaltos komatiíticos foram também caracterizados, indicando a presença de uma série komatiítica no magmatismo. Os dados litoquimicos apontam para um ambiente equivalente aquele das bacias trás-arcos para a deposição das rochas metavulcánicas máficas. Estudos isotópicos pelo método Sm-Nd revelam idades modelos de 2,6 Ga a 2,19 Ga para as metavulcánicas. O padrão de distribuição de ETR nas BIFs são compatíveis com os das BIFs paleoproterozóicas. Esses fatos são condizentes com as idades de 2,11 Ga (Sm/Nd) e 2,25 Ga (U/Pb) atribuídas ao vulcanismo inicial em unidades correlatas à Suíte Vila Nova na Guiana Francesa e Guiana. Os dados petrológicos, geoquimicos, metalogenéticos e geocronológicos da Suíte Vila Nova permitem correlaciona-la às sequências metavulcano-sedimentares paleoproterozóicas birrimianas do Cráton Oeste Africano. / The Vila Nova Metamorphic Suite in the 'pitinga Hills (NW Pará) consists of a supracrustal sequence of mafic and ultramafic metavolcanics, cordierite-antophyllite - and quartz-chlorite-bearing rocks underlying chemical (oxide and silicate-type BIFs) and clastic metasediments. Part of the basic lavas was hydrothermally altered under greenschist facies conditions, similar to mid-ocean-ridge axis hydrothermal systems, creating quartz-chiorite-bearing rocks (which occur as large clots within the metavolcanic sequence) and hydrothermal syndepositional exhalative volcanogenic sulphide deposits, formed by pyrrhotite, pyrite, chalcopyrite and sphalerite with associated Au and Ag and traces of galena, molybdenite and silver telluride. The temperature range of generation of these host rocks, dalculated from AI-saturated chlorite, is 273°C to 320°C, with an average value of 308°C. Afterwards, metamorphism under amphibolite facies transformed the basic volcanics to amphibolites, and part of the quartz-chlorite to cordierite-antophyllite rocks. Geothermometric calculations using the cordierite-antophyllite pair, point to 547°C for the generation of these rocks. Present-day mineralogical associations of BIFs and clastic metasediments were formed during that metamorphism. All the metavolcano-sedimentary sequence was deformed by brittle-ductile shearing and transformed in present-day NW-SE trending shear belts with subvertical-NE dip. The deformational shearing episode yielded mylonites, polymetamorphic and hidrothermalized rocks, showing retrogressive metamorphic paragenesis. There was also hydrothermal alteration produced by granitic fluids. Gold is present in three typologies: associated to volcanogenic sulphides, sheared Iodes, and supergene altered rocks. Platinum anomalies were registered in many hydrothermalized rocks, but not in association with sulphide mineralization. Four hydrothermal events were identified. Fluid inclusion studies indicated tweive types of inclusions which pointed to finco fluid systems, one consisting of a CH4-rich aqueous-carbonic phase and the other of an aqueous phase with sahnites ranging from 40% CaCl2 equivalent to near pure water. The first is related to sulphide-bearing rocks and the second to the shearing episode. The homogenization temperatures of the fluid inclusions in the sulphide mineralization's host-rocks, point to 250°C-450°C to the origin of these rocks. The CH4-isochores and the temperature range of generation of the host-rocks, provide a pressure range of 0,7 kb to 2,3 kb for the mineralization. The protoliths of mafic metavolcanics are subaikaline tholeiitic basalts. Komatiitic basalts were also characterized, suggesting the presence of a komatiitic affinity to the magmatism. The lithochemical study revealed a volcanic environment similar to back-arc basins to the Vila Nova Suite. The Nd isotopic study yielded model ages between 2.26 Ga and 2.19 Ga for Vila Nova metavolcanics, while the BIF's REE patterns are equivalent to many Paleoproterozoic banded iron-formation of the world. This is in agreement with the 2.11 Ga (Sm/Nd) and 2.25 Ga (U/Pb) ages from French Guyana and Guyana's rocks, correlatives to Vila Nova Suite. The petrological, lithochemical, metallogenetic and isotopic data from the Vila Nova metamorphic suite account also for its correlation with the paleoproterozoic birimian metavolcano-sedimentary belts of the West African craton.

Submitted by Edisangela Bastos (edisangela@ufpa.br) on 2017-04-12T14:47:20Z No. of bitstreams: 2 license_rdf: 0 bytes, checksum: d41d8cd98f00b204e9800998ecf8427e (MD5) Tese_GeocronologiaGeoquimicaIsotopica.pdf: 54833111 bytes, checksum: 076cc87e913c38a3e39f4720acc55f64 (MD5) / Approved for entry into archive by Edisangela Bastos (edisangela@ufpa.br) on 2017-04-12T16:41:52Z (GMT) No. of bitstreams: 2 license_rdf: 0 bytes, checksum: d41d8cd98f00b204e9800998ecf8427e (MD5) Tese_GeocronologiaGeoquimicaIsotopica.pdf: 54833111 bytes, checksum: 076cc87e913c38a3e39f4720acc55f64 (MD5) / Made available in DSpace on 2017-04-12T16:41:52Z (GMT). No. of bitstreams: 2 license_rdf: 0 bytes, checksum: d41d8cd98f00b204e9800998ecf8427e (MD5) Tese_GeocronologiaGeoquimicaIsotopica.pdf: 54833111 bytes, checksum: 076cc87e913c38a3e39f4720acc55f64 (MD5) Previous issue date: 2002-05-10 / CNPq - Conselho Nacional de Desenvolvimento Científico e Tecnológico / Nos últimos anos, a descoberta de grandes depósitos de Cu e Au na Província Mineral de Carajás (SE do Cráton Amazônico) tem demonstrado a vocação dessa região para tais depósitos, que são em geral, associados com seqüências vulcanos sedimentares e, alguns casos, com intrusões graníticas. Dois depósitos - Igarapé Bahia e Garmeleira - foram escolhidos para um estudo geocronológico e de geoquímica isotópica visando a determinação da sua idade, origem e relação com as encaixantes, como da formação e evolução da crosta continental da região. O depósito Igarapé Bahia, hospedado no grupo homônimo, é composto por rochas metavulcânicas máficas (RMV), metapiroclásticas (RMP) e metassedimentares (RMS), incluindo formações ferríferas bandadas e uma zona de brechas alterada hidrotermalmente (ZBH), todas cortadas por rochas intrusivas máficas (RIM). O minério de Cu-Au ocorre, na forma disseminada a maciça, principalmente na ZBH, a qual marca o contato entre as RMV e RMS / RMP. Apesar das sinais de alteração, os estudos petrográficos e geoquímicos das RMV (metandesitos basálticos), RMP ( metatufos de lapili e laminados) e RIM (metagabros) permitiram classificar essas rochas como toleiíticas. A similaridade geoquímica dos elementos maiores e traço como dos ETR, favorece a correlação entre os magmatismos máficos dos grupos Igarapé Bahia e Grão Pará. Cloritização (dominante), carbonatação, sulfetação e ferrificação são os principais tipos de alteração hidrotermal. A constituição mais característica do minério é calcopirita, pirita, bornita e covelita. Clorita, siderita e magnetita são abundantes na ganga, enquanto que turmalina, calcita, molibdenita, fluorita e biotita são subordinados. Dados geocronológicos Pb-Pb em zircão forneceram idades de cristalização de 2745±1 Ma (RMV) e de 2747±1 Ma (RMP). Idades similares Pb-Pb em rocha total de 2776± 12 Ma ( RMV), 2758 ±36 Ma (RMP) e 2765± 36 Ma (RIM) e Sm-Nd ( rocha total) de 2758± 75 Ma (RMV) foram obtidas para essas rochas. A idade de mineralização primária (2764±22 Ma; Pb-Pb em calcopirita e ouro) a torna contemporânea com a formação do Grupo Igarapé Bahia (2,75 Ga). Idades similares são apresentadas para a calcopirita da ZBH (2772±46 Ma), RMV (2756±24 Ma), RMP (2754±36 Ma), RIM (2777±22 Ma) e ouro na RMV (2778 Ma). Estes dados geocronológicos dão suporte a uma origem singenética a tardi-singenética para a mineralização do depósito Igarapé Bahia. As idades de 2385±22 Ma e 2417±120 Ma (Pb-Pb por lixiviação), registrada na calcopirita da ZBH, sugerem remobilizações possivelmente relacionadas a reativações regionais associadas ao Sistema Transcorrente Carajás-Cinzento. Os estudos de isótopos estáveis indicaram valores de δ34S (+ 0,1 a 4,2%) relacionados a fluidos de sistemas magmáticos, enquanto que os valores de δ13CPDB (- 7,28 a 15,78%) sugerem o envolvimento de fluidos homogêneos ricos em CO2 de provável origem mantélica ou talvez de fonte carbonática, embora não se tenha evidencias da existência desse tipo de rocha na região de Carajás. Quanto aos valores de δ18OPDB (-15,51 a -20,96%), esses sugerem componentes provavelmente de origem meteórica. O depósito Grameleira, hospedado nas rochas do Grupo Igarapé Pojuca, é composto por rochas metavulcânicas máficas (RMV), anfibolitos, biotita xistos, formações ferríferas e/ ou hidrotermalitos. Rochas intrusivas máficas (RIM) neoarqueanas, apófises quartzo- feldspáticas e granitóides paleoproterozóicos cortam esses tipos litológicos. Os estudos petrográficos e geoquímicos permitiram classificar as RMV em metandesitos basálticos, as RIM em quartzo dioritos e a rocha xistosa em plagioclásio- quartzo- biotita xistos, em que pese as evidencias de alteração. As duas primeiras apresentam similaridades com rochas toleiíticas. Biotitização, cloritização, sulfetação, turmalinização e silicificação são os principais tipos de alteração hidrotermal. Os veios e vênulas mineralizados estão constituídos principalmente de calcopirita, bornita, quartzo, turmalina e fluorita, assim como de pirita, pirrotita, molibdenita,biotita, clorita e rara cubanita. As RMV parecem tratar-se de rochas contemporâneas às dos grupos Grão Pará, Igarapé Bahia e Igarapé Salobo, adotando-se aqui, a idade do Grupo Grão Pará como a idade de formação dessas rochas. A idade de 2705±2 Ma (Pb-Pb em zircão),por sua vez, indica a idade de cristalização das RIM similar, à dos sills gabróicos ( 2,70-2,65 Ga) que ocorrem no vizinho depósito Àguas Claras. Idades Pb-Pb em zircão 2615±10 Ma e 2683± 7 Ma de saprolito do domínio do Grupo Igarapé Pojuca (>2,73 Ga) devem representar rochas contemporâneas àqueles sils. A idade Pb-Pb em rocha total de 2246±30 Ma (RMV) e a idade de 2422±12 Ma da mineralização hospedada em veios que cortam a RMV,bem como as idades de 2218±14 Ma e 2190±42 Ma ( Pb-Pb lixiviação de calcopirita), indicam provavelmente que as intrusões graníticas paleoproterozóicas ( 1,53 - 1,87 Ga) afetaram as sequências vulcanossedimentares e provocaram a remobilização/ reconcentração da mineralização no deósito Gameleira e/ ou que as mesmas foram rejuvenescidas por eventos tectônicos regionais associados ao Sistema Transcorrente Carajás- Cinzento. As seqüências vulcanossedimentares desenvolveram-se sobre um embasamento formado por rochas contemporâneas ás dos complexos Pium e Xingu, e Tonalito Arco Verde, prováveis fontes dos cristais de zircão herdados ( 3,03-2,86 Ga) encontrados nas RMV e RMP do depósito Igarapé Bahia. Por conseguinte, os dados geocronológicos de 3,03-2,85 Ga e 2,76 - 2,74 Ga confirmam e evidenciam, respectivamente, períodos bem definidos de formação de crosta e extenso vulcanismo na porção norte Da Província Mineral de Carajás. Idades- modelo TDM (3,17 a 2,99 Ga) obtidas para as rochas dos depósitos Igarapé Bahia e Gameleira são similares àquelas reportadas para as rochas do embasamento e granitóides da PMC e confirmam o período de formação da crosta. Os valores de δND (t) dessas rochas, entre - 0,36 e - 2,12, indicam participação de crosta continental mais antiga no magma original gerado em ambiente de rifte continental, como proposto para as seqüências vulcanossedimentares do Supergrupo Itacaiúnas, região de Carajás confirmam essa hipótese. Enfim, os depósitos estudados parecem ter uma formação primária similar, mas sofreram processos evolutivos distintos no Neoarqueano e Paleoproterozóico o que, certamente, afetou suas mineralizações. / Copper sulfide + Au ore deposits are common in the Carajás Mineral Province and systematically occur in Archean metavolcano-sedimentary sequences associated or not with granitoid intrusions. Two of these deposits, Igarapé Bahia and Gameleira, have been chosen for a geochronological and isotopic study with the purpose of not only determining their ages, origin and relationships with the host rocks, but also the formation and evolution of the crustal segments within which both deposits are located. The Igarapé Bahia Group hosts the Igarapé Bahia deposit and is composed of mafic metavolcanic (MVR), metapyroclastic (MPR) and meta sedimentary rocks (MSR), besides banded iron-formations and hydrothermally altered breccias zone (HBZ). The whole rock pile is crosscut by mafic dikes (MIR). The Cu-Au ore forms disseminations to massive bodies, mostly occurring in the HBZ which marks the contacts between the MVR and the MSR/MPR rock units. Petrographic and geochemical data about the MVR (basaltic meta-andesites), MPR (laminated and lapilli metatuffs) and MIR (quartz diorites) show them all to be derived from mafic magmas of tholeiitic affiliation, in spite of the alteration evidence. These rocks also show geochemical similarities (major and trace elements, including REE) with the coeval Grão Pará Group volcanic rocks. Chloritization (dominant), carbonation, sulfidation and magnetitization are the most important types of hydrothermal alteration. The ore is chiefly composed of chalcopyrite with variable amounts of pyrite, bornite and chalcocite. Chrorite, magnetite, siderite are abundant as gangue minerals, whereas tourmaline, molybdenite, fluorite and biotite are subordinate. Pb-Pb dating on zircon yield crystallization ages of 2745±1 Ma and 2747±1 Ma for the MVR and MPR, respectively. Similar whole-rock ages were obtained for the MVR (Pb-Pb / 2776±12 Ma and Sm-Nd / 2758±75 Ma) and the MPR (Pb-Pb / 2758±36 Ma). A Pb-Pb age of 2764±22 Ma for the chalcopyrite and gold suggests the mineralization to be contemporaneous with the host Igarapé Bahia Group. Similar Pb-Pb ages are recorded on chalcopyrite from the HBZ (2772±46 Ma), MVR (2756±24 Ma), MPR (2754±36 Ma) and MIR (2777±22 Ma), and in gold from the MVR (2778 Ma). All these geochronological data support a syngenetic to late syngenetic origin of the Igarapé Bahia Cu-sulfide + Au ores. Pb-Pb ages of 2385±122 and 2417±120 Ma obtained by leaching of the BHZ chalcopyrite may indicate a period of remobilization probably related to tectonic reactivations of the Carajás-Cinzento Strike-Slip System. δS18 values of +0.1 to +4.2%0 in ZBH sulfides (mostly chalcopyrite) corroborate both the involvement of magmatic hydrothermal fluids and exhalative deposition, whereas δC13PDB values of -7.28 to -15.78‰ in ZBH siderite suggest the mantle as a likely source for the homogeneous CO2- rich fluids responsible for the carbonate precipitation (carbonatic source) although, if it does not have evidences of the existence of this type of rock in the Carajás region. In turn, δO18PDB values of -15.51 to -20.96%0 in the same siderite indicate some contribution of meteoric waters to the fluids that altered the breccias. The Gameleira ore deposit is hosted by the Archean Igarapé Pojuca Group which consists of mafic metavolcanic rocks (MVR), amphibolites, schists, banded iron-formations and hydrothermalites. Neoarchaean mafic intrusive rocks (MIR), Paleoproterozoic quartz-feldspathic apophyses and granitoids crosscut all the Igarapé Pojuca rocks. Petrographical and geochemical data allow the MVR and MIR to be classed, respectively, as basaltic meta-andesites and quartz diorites of tholeiitic affiliation. The schistose rocks can be classified as plagioclase-quartz-biotite schist. Biotitization, chloritization, sulfidation, tourmalinization and silicification are the most remarkable types of hydrothermal alteration. The ore occurs chiefly in veins and veinlets and is characterized by selvages of chalcopyrite, pyrite, pirrhotite, bornite, molybdenite, rare cubanite, besides quartz, tourmaline, fluorite, chlorite and biotite. The MVR seem to be contemporaneous with those of the Grão Pará, Igarapé Bahia and Igarapé Salobo groups, adopting the age of the Grão Pará Group as the age of formation of these rocks. Dating of the MIR (Pb-Pb on zircon) yields a value of 2705±2 Ma interpreted as the crystallization age of these rocks and similar to those found for the mafic sills (2.70 to 2.65 Ga) that occur in the neighboring Águas Claras deposit. Pb-Pb ages of 2615±10 and 2683±7 Ma on zircon from a saprolith of the Igarapé Pojuca Group domain probably represent rocks coeval with those sills. Pb-Pb ages of 2646±30 Ma (MVR / whole-rock), 2422±12 Ma (vero sulfides) and 2218±14 Ma (leaching of chalcopyrite) are indicative of a superimposed event on the Igarapé Pojuca metamorphic rocks, either the emplacement of granitoid intrusions (1.87-1.53 Ga) or the reactivation of the Caraj ás-Cinzento Strike-Slip System. This event probably caused remobilization of pre-existing ore as well as (partial or total) resetting of the Pb isotopic system. Both the Igarapé Bahia and the Igarapé Pojuca groups, and other greenstone-like metavolcano-sedimentary sequences of Carajás, overlie a basement made up of rocks that are contemporaneous with the Xingu and Pium complexes as well as with the Arco Verde tonalite, which are the likely sources of the inherited zircon found in the MVR and MIR of the Igarapé Bahia Group and dated at 3.03-2.86 Ga. Therefore, the ranges of 3.03-2.86 and 2.76-2.74 Ga represent, respectively, well-defined periods of crust formation and expressive volcanism in the northern portion of the Carajás Mineral Province. Sm-Nd model ages (TDM) of 3.17-2.99 Ga, obtained for the rocks of both the Igarapé Bahia and Gameleira deposits are consistent with those determined for the basement rocks and granitoids that occur in the Carajás Mineral Province. ΕNd(t) values for these rocks (-0.36 to -2.12) indicate nor only participation of older crust material in the parental magmas but also that magmas were generated in a continental rift environment. This supports the current hypotheses about the tectonic environment of formation of the Itacaiunas Supergroup to which belong both the Igarapé Bahia and the Igarapé Pojuca groups. In conclusion, both studied deposits seem to have a similar primary genesis, but distinct further history in the Neoarchaean and Paleoproterozoic times, which certainly affected their mineralizations. / En los últimos años, la descubierta de grandes depósitos de Cu y Au en la Provincia Mineral de Carajás (SE del Cráton Amazónico) han demostrado la vocación de esa región para tales depósitos, que son, en general, asociados con secuencias volcano-sedimentarias y, en alguns casos, con intrusiones graníticas. Los depósitos — Igarapé Bahia y Gameleira — fueron escogidos para un estudio geocronológico y de geoquímica isotópica tratando de determinar la edad, origen y relación con las encaj antes, como también la formación y evolución de la corteza continental de la región. El depósito Igarapé Bahia, hospedado en el grupo homónimo, es compuesto por rocas metavolcánicas máficas (RMV), metapiroclásticas (RMP) e metasedimentarias (RMS), incluyendo formaciones ferríferas y una zona de brechas alterada hidrotermalmente (ZBH), todas cortadas por rocas intrusivas máficas (RIM). La mineralización de Cu-Au ocurre, en la forma diseminada a maciza, principalmente en la ZBH, la cual marca el contacto entre las RMV e RMS / RMP. Apesar das evidencias de alteración, os estudios petrográficos e geoquímicos de las RMV (metandesitos basálticos), RMP (metatufos de lapilli y laminados) y RIM (cuarzo dioritos) permitieran clasificar esas rocas como toleiíticas. La similaridad geoquímica de los elementos mayores y trazos como también los ETR, favorece a la correlación entre los magmatismos máficos de los grupos Igarapé Bahia y Grão Pará. Cloritización (dominante), carbonatación, sulfetación y ferrificación son los principales tipos de alteración hidrotermal. A constitución mas característica de la mena es calcopirita, pirita, bornita y covelita. Clorita, siderita y magnetita son abundantes en la ganga, en cuanto que turmalina, molibdenita, fluorita y biotita son subordinados. Datos geocronológicos Pb-Pb en circón indicarón edades de cristalización de 2745±1 Ma (RMV) y de 2747±1 Ma (RMP). Edades similares Pb-Pb en roca total de 2776±12 Ma (RMV), 2758±36 Ma (RMP) y 2765±36 Ma (RIM) y Sm-Nd (roca total) de 2758±75 Ma (RMV) fueron obtenidas para esas rocas. La edad de la mineralización primaria (2764±22 Ma; Pb-Pb en calcopirita y oro) la torna contemporanea con la formación del Grupo Igarapé Bahia (2.75 Ga). Edades similares son indicadas para calcopirita de la ZBH (2772±46 Ma), RMV (2756±24 Ma), RMP (2754±36 Ma), RIM (2777±22 Ma) y oro en la RMV (2778 Ma). Estos datos geocronológicos dan soporte a una origen singenética a tardi-singenética para la mineralización dei depósito Igarapé Bahia. Las edades de 2385±122 Ma y 2417±120 Ma (Pb-Pb por lixiviación), registrada en la calcopirita de la ZBH, sugieren remobilizaciones posiblemente relacionadas a reactivaciones tectónicas regionales asociadas al Sistema Transcorrente Carajás-Cinzento. Estudios de isótopos estables indicaram valores de δ34S (+0.1 a +4.2‰) relacionados a fluidos de sistemas magmáticos, en cuanto que los valores de δ13CPDB (-7.28 a -15.78‰) sugieren el envolvimiento de fluidos homogêneos ricos en CO2 de probable origen mantélica o talvez de fuente carbonática aunque, no se tiene evidencias de la existencia de ese tipo de roca en la región de Carajás. Con respecto a los valores de δ13OPDB (-15.51 a —20.96%o), sugieren componentes probablemente de origen meteórico. El depósito Gameleira, hospedado en las rocas del Grupo Igarapé Pojuca, es compuesto por rocas metavolcánicas máficas (RMV), anfibolitos, biotita esquistos, formaciones ferríferas y/o hidrotermalitos. Rocas intrusivas máficas (RIM) neoarqueanas, apófisis cuarzo-feldespáticas y granitóides paleoproterozóicos cortan esos tipos litológicos. Considerando las evidencias de alteración, los estudios petrográficos y geoquímicos permitieron clasificar las RMV en metandesitos basálticos, las RIM en cuarzo dioritos y la roca esquistosa en plagioclásio-cuarzo-biotita esquisto. Las dos primeras muestran semejanzas con rocas toleiíticas. Biotitización, cloritización, sulfetación, turmalinización y silicificación son los principales tipos de alteración hidrotermal. Las vetas y filones mineralizados están constituidos principalmente de calcopirita, bornita, cuarzo, turmalina y florita, a si como de pirita, pirrotita, molibdenita, biotita, clorita y rara cubanita. Las RMV parecen tratarse de rocas contemporáneas a los grupos Grão Pará, Igarapé Bahia e Igarapé Salobo, adoptándose, aqui, la edad del Grupo Grão Pará como la edad de formación de esas rocas. La edad de 2705±2 Ma (Pb-Pb en circón) indicaria la edad de cristalización de las RIM similar a los sills gabróicos (2.70-2.65 Ga) que ocurren cerca ai depósito Águas Claras. Las edades Pb-Pb en circón de 2615±10 Ma y 2683±7 Ma de saprolito dei dominio del Grupo Igarapé Pojuca (>2.73 Ga) deben representar rocas contemporáneas a aquellos sills. La edad Pb-Pb en roca total de 2246±30 Ma (RMV) y la edad de 2422±12 Ma de la mineralización hospedada en las vetas que cortan las RMV, bien como las edades de 2218±14 Ma y 2190±42 Ma (Pb-Pb lixiviación de calcopirita), indican probablemente que Ias intrusiones graníticas paleoproterozóicas (1.53-1.87 Ga) afectaram las secuencias volcano-sedimentarias y provocaran ia remobilización/reconcentración de ia mineralización en el. depósito Gameleira y/o que las mismas fueron rejuvenecidas por eventos tectónicos regionales asociados ai Sistema Transcorrente Carajás-Cinzento. Las secuencias volcano-sedimentarias desenvolvieranse sobre un basamento formado por rocas contemporáneas a los complejos Pium y Xingu, y Tonalito Arco Verde, probable fuente de los cristales de circón heredados (3.03-2.86 Ga) encontrados en las RMV y RMP del depósito Igarapé Bahia. Por consiguiente, los datos geocronológicos de 3.03-2.85 Ga y 2.76-2.74 Ga confirman y evidencian períodos bien definidos de formación de corteza continental y extenso vulcanismo en la porción norte de la Provincia Mineral de Carajás. Edades modelo TDM (3.17 a 2.99 Ga) obtenidas para las rocas de los depósitos Igarapé Bahia y Gameleira son similares a aquellas reportadas para las rocas del basamento y granitóides de la Provincia Mineral de Carajás e confirman el período de formación de corteza terrestre. Los valores de εNd(ti) de esas rocas, entre -0.36 y -2.12, indican participación de corteza continental mas antigua en el magma original originados en un ambiente de rift continental, como propuesto para las secuencias volcano-sedimentarias del Supergrupo Itacaiúnas, región de Carajás. Evidencias geoquímicas y tectonoestratigráficas para la región de Carajás confirman esa hipótesis. En conclusión, los depósitos estudiados parecen tener una formación primaria similar, mas sufrieran procesos evolutivos distintos en el Neoarqueano y Paleoproterozóico lo que, ciertamente, afecto a las mineralizaciones.