Galé M.G. 2012

UNIVERSIDADE FEDERAL DE MATO GROSSO
INSTITUTO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS
DEPARTAMENTO DE RECURSOS MINERAIS
O DEPÓSITO DO PAPAGAIO, ALTERAÇÃO HIDROTERMAL, REGIME DE
FLUIDOS, GEOQUÍMICA E IDADE, PROVÍNCIA AURÍFERA DE ALTA
FLORESTA – MT.
MARCELO GARCIA GALÉ
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
Cuiabá (MT), 2012
i
UNIVERSIDADE FEDERAL DE MATO GROSSO - UFMT
Reitora
Profª. Drª. Maria Lucia Cavalli Neder
Vice-Reitor
Prof. Dr. Francisco José Dutra Solto
Pró-Reitora de Pós-Graduação
Profª. Drª. Leny Caselli Anzai
INSTITUTO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA - ICET
Diretor
Prof. Dr. Edinaldo de Castro e Silva
DEPARTAMENTO DE RECURSOS MINERAIS - DRM
Chefe
Prof. Dr. Paulo César Corrêa da Costa
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS
Coordenador
Prof. Dr. Amarildo Salina Ruiz
ii
CONTRIBUIÇÕES ÀS CIÊNCIAS DA TERRA
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
N° 36
“O DEPÓSITO DO PAPAGAIO, ALTERAÇÃO HIDROTERMAL, REGIME DE
FLUIDOS, GEOQUÍMICA E IDADE, PROVÍNCIA AURÍFERA DE ALTA
FLORESTA – MT”.
Marcelo Garcia Galé
Orientador
Prof. Dr. Paulo César Correa da Costa
Co-Orientador
Prof. Dr. Francisco Egídio Cavalcante Pinho
Dissertação apresentada ao Programa de Pós-Graduação
em Geociências do Instituto de Ciências Exatas e da
Terra da Universidade Federal de Mato Grosso como
requisito parcial para a obtenção do Título de Mestre em
Geociências; Área de Concentração: Metalogênese.
Cuiabá (MT), 2012
iii
UNIVERSIDADE FEDERAL DE MATO GROSSO
INSTITUTO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS
DEPARTAMENTO DE RECURSOS MINERAIS
O DEPÓSITO DO PAPAGAIO, ALTERAÇÃO HIDROTERMAL, REGIME DE
FLUIDOS, GEOQUÍMICA E IDADE, PROVÍNCIA AURÍFERA DE ALTA FLORESTA –
MT.
Marcelo Garcia Galé
MEMBROS DA BANCA EXAMINADORA
____________________________________________
Presidente: Prof. Dr. Paulo César Correa da Costa
_____________________________________________
Examinador Externo: Dr. Carlos José Fernandes
____________________________________________
Examinador Interno: Prof. Dr. Elzio da Silva Barboza
Cuiabá (MT), Setembro 2012.
iv
Dedico a toda minha família, mas em especial ao Enrique José Galé Pola,
Que durante esses anos foi meramente assíduo em demonstrar orgulho ao desenvolvimento
desta pesquisa.
v
“-Não dá para lhe explicar, pois é inexplicável.
Mas você verá e compreenderá que a ciência geológica ainda não deu sua
última palavra.”
Jules Verne (Viagem ao Centro da Terra, 1864).
vi
Agradecimentos
Em primeiro lugar, gostaria de agradecer a Universidade Federal de Mato Grosso,
por ter me dado não só a oportunidade de ingressar no Programa de Pós-Graduação em
Geociências, mas por ter me concedido meu maior orgulho, o honorário título de Bacharel
em Geologia.
Agradeço ao meu orientador, Paulo César Corrêa da Costa, que aceitou meu pedido
de orientação durante nossa inebries da confraternização de encerramento do estágio
obrigatório no Centro de Geologia Eschwege em Diamantina-MG, e que mesmo após uma
mudança de projeto que o deslocaria de sua principal particularização, se mostrou
prestativo na orientação e sempre prosperou sua calma quando eu necessitava.
Não menos importante, gostaria de agradecer ao meu co-orientador Francisco Egídio
Cavalcante Pinho, que além de sanar dúvidas referentes à pesquisa me “apadrinhou”
durante o tempo de desenvolvimento desse mestrado, onde me deu excelentes
oportunidades como o estágio docência, participação no Simexmin 2010, intercâmbio com a
Unicamp e uma ótima pescaria de canoa no Rio Teles Pires.
A Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior (CAPES) pela
concessão da bolsa que permitiu minha permanência no programa, juntamente com o
Programa Nacional de Cooperação Acadêmica (Procad 68/2010 n° 23038.000675/2010-15),
que proporcionou o mestrado sandwich e consequentemente o estudo das inclusões fluídas.
A GEOMIN Ltda., pelo auxílio financeiro e de transporte em campo, além da equipe
de apoio, professor Elzio da Silva Barboza, os geólogos Tiago Hatanaka (Japa) e Gustavo
Quaresma (Bobs) e as futuras geólogas Rosamaria Figueredo e Carol Marques.
vii
A professora Márcia Barros, que além de orientação, foi a grande responsável pela
minha inclusão ao Procad.
Agradeço o Instituto de Geociências da Universidade Estadual de Campinas (IGUnicamp) e em especial aos professores Roberto Perez Xavier e Lena Virgínia Soares
Monteiro, por terem me recebido de forma tão acolhedora a ponto de me tornar um aluno
nativo, também pelos seus preciosos ensinamentos que fizeram a diferença não só neste
trabalho, mas também em meu perfil profissional. Ao Dailto Silva, pela paciência, auxílio em
microscópio e dedicação pela busca do nitrogênio líquido!
Não posso afirmar que tenha feito muitas amizades dentro da Unicamp, mas com
certeza, foram excelentes. Dou destaque ao meu grande amigo Rafael Rodrigues de Assis, a
quem deveria agradecer simplesmente pela paciência que teve quando eu o recorria
desesperadamente com meus problemas, nunca negando ajuda. Mas não posso, tenho que
agradecer também por ter sido meu professor, orientador, treinador de apresentações,
crítico, monitor de geologia econômica, colega de eventos, parceiro de bandejão e de
viagens geológicas! Também agradeço a força e amizade da turma da pós-graduação, Emílio
Miguel, Fernanda Rodrigues, Matheus Ancelmi (Madruga), Zé Henrique, Ethiane Agnolleto,
Emanuel (Colômbia), Rosana Mara Rodrigues, Renan Leonel, Thiara Breda e Danilo
Barbuena. Também a toda a turma da graduação que me acolheu em geologia econômica,
dando destaque para os roqueiros Rafael Vasconcellos (Boneco), Marco Delinardo, Bruno
Bronzati (Bil), Maurício Rigoni Baldim e Lucas Faria (Burca).
Agradeço também aos professores Jayme Alfredo Dexheimer Leite e Maria Zélia
Aguiar de Souza pelas relevantes contribuições feitas no exame de qualificação, em minha
segunda etapa na UFMT.
Também agradeço a todos que estiveram indiretamente relacionados à confecção
deste trabalho. Primeiro aos meus pais Luiz Miguel Pola Galé e Vanderli Garcia Titanegro,
viii
por sempre privilegiarem meus estudos, independente do que tenha ocorrido ou venha a
ocorrer. A todos os professores da Universidade Federal de Mato Grosso que contribuíram
para minha formação acadêmica. Aos meus grandes amigos Mariarosa Fernandes de Sousa
e Rone Marcos Aparecido dos Santos, por segurarem os pilares do stress perante a
inconformidade que sentimos durante esse período. Aos meus colegas do programa, Maria
Aparecida Domingues (Cida), Brena Verginassi, Renan Grillaud, Danilo Queiroz (Paquito),
Vinicius Beal (Pelotas), Dalila Plens e Ana Flávia Brittes. Ao Éder Medeiros, que sempre me
influenciou a fazer um mestrado, estudamos juntos para o processo seletivo e sempre
fiscalizamos nossas evoluções. Leonardo Fraga, porque se os geólogos nascessem ao invés
de se formarem, seríamos gêmeos. Aos dinossauros, inspiração durante minha evolução
geológica, Uendel Barroso (Mineiro mau), José Eduardo Conte (Zé) e Renato Sala. A toda a
turma “Quebra-Campo”, por me tornarem o que sou. Aos meus amigos de longa data, Luiz
Galé Zaniboni, Bruno Seabra (Anita), Bruno Vomero (Momão), Raoni Ramos (Nikiti), Renato
Firmino (Pizza) e Henrique Finoti (Japonês) que passaram a escutar meus clamores visto a
oportunidade de estar em Mogi Mirim durante esse período. Meu tio, Ivan Gallardo, que fez
uma criteriosa correção linguística no resumo submetido ao 12° Simpósio de Geologia da
Amazônia.
Por fim agradeço a todos os estudantes de geologia, pois olhando para vocês me
enxergo, sinto orgulho e levanto mais forças para nunca parar. Somente quem conversa com
as pedras sabe que é privilegiado por realmente entender o que foi o início e como será o
fim.
Muito Obrigado a Todos.
ix
Sumário
1. APRESENTAÇÃO ............................................................................................................. 6
1.1 INTRODUÇÃO E OBJETIVO ................................................................................................ 6
2. LOCALIZAÇÃO E VIAS DE ACESSO.................................................................................... 7
3. MATERIAIS E MÉTODOS ................................................................................................. 9
3.1 REVISÃO BIBLIOGRÁFICA .................................................................................................. 9
3.2 TRABALHO DE CAMPO...................................................................................................... 9
3.3 PETROGRAFIA ................................................................................................................... 9
3.4 INCLUSÕES FLUIDAS ....................................................................................................... 10
3.4.1 PETROGRAFIA .......................................................................................................... 10
3.4.2 MICROTERMOMETRIA ............................................................................................. 10
3.5 GEOQUÍMICA DE ROCHA TOTAL .................................................................................... 12
3.6 GEOCRONOLOGIA ........................................................................................................... 12
4. GEOLOGIA REGIONAL .................................................................................................. 13
4.1 CONTEXTO GEOTECTÔNICO ........................................................................................... 13
4.2 PROVÍNCIA AURÍFERA DE ALTA FLORESTA ..................................................................... 15
5. O DEPÓSITO DO PAPAGAIO ......................................................................................... 20
6. LITOGEOQUÍMICA DO DEPÓSITO DO PAPAGAIO .......................................................... 26
6.1 VARIAÇÃO DOS ELEMENTOS MAIORES E MENORES ...................................................... 29
6.2 VARIAÇÃO DOS ELEMENTOS-TRAÇO .............................................................................. 35
1
6.3 ELEMENTOS TERRAS RARAS ........................................................................................... 37
6.4 CLASSIFICAÇÃO MAGMÁTICA ......................................................................................... 29
6.5 CLASSIFICAÇÃO DO TIPO DE GRANITO ........................................................................... 31
6.6 DIAGRAMAS DE AMBIÊNCIA TECTÔNICA ....................................................................... 39
7. IDADE DO DEPÓSITO DO PAPAGAIO............................................................................. 41
8. ARTIGO........................................................................................................................ 43
9. CONSIDERAÇÕES FINAIS .............................................................................................. 72
10. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS................................................................................... 76
11. ANEXOS ..................................................................................................................... 80
2
Lista de Figuras
Figura 2.1 – Mapa de localização e vias de acesso da área de estudo ...................................... 8
Figura 3.1 – Aparelhos utilizados na descrição petrográfica. .................................................. 10
Figura 3.2 – Microscópio LEICA® DMLP, com platina adaptada para estudos
microtermométricos ......................................................................................................... 11
Figura 3.3 – Gráfico gerado de acordo com a calibração do equipamento para correção dos
valores medidos. ............................................................................................................... 11
Figura 4.1 - Localização da PAAF na compartimentação geocronológica do Cráton Amazônico
........................................................................................................................................... 13
Figura 4.2 - Mapa de localização e domínios geológicos da PAAF........................................... 16
Figura 5.1 – Estrutura do Garimpo do Papagaio. ..................................................................... 21
Figura 5.2 - Mapas retirados de Silva & Abram (2008). ........................................................... 22
Figura 5.3 – Litologia do Depósito do Papagaio; ...................................................................... 23
Figura 5.4 - Diagrama de frequência de pólos. ........................................................................ 24
Figura 5.5 – Estruturas das litologias do depósito ................................................................... 25
Figura 6.1 – Distribuição dos pontos representativos das rochas encaixantes do Depósito do
Papagaio em diagramas químico-classificatórios. ............................................................ 30
Figura 6.2 – Diagramas de discriminação granítica propostos por Whalen et al. (1987). ....... 32
Figura 6.4 – Diagramas de Hacker com a variação dos elementos-traço ................................ 36
Figura 6.6 – Diagramas de discriminação tectônica de Gorton & Schandl (2000). ................. 39
Figura 6.7 – Diagramas de ambiência tectônica propostos por Pearce et al., (1984). ............ 40
Figura 7.1 - Diagrama com dados de U/Pb em zircões da amostra PG-029 obtidos com LAMMC-ICP-MS......................................................................................................................... 41
Figura 7.2 - Diagrama com dados de U/Pb em zircões da amostra PG-029 obtidos com LAMMC-ICP-MS......................................................................................................................... 42
Figura 1 – Localização e domínios geológicos da PAAF ........................................................... 46
Figura 2 – Fotomicrografias da rocha encaixante do Depósito do Papagaio........................... 49
3
Figura 3 – Mapa dos principais halos de alteração hidrotermal que afetam os riolitos que
hospedam o minério. ........................................................................................................ 50
Figura 4 – Evolução das alterações hidrotermais que afetam as rochas hospedeiras do
depósito do Papagaio. ....................................................................................................... 52
Figura 5 – Paragênese do minério venular do Depósito do Papagaio. .................................... 54
Figura 6 – Pirita associada ao minério disseminado. ............................................................... 55
Figura 7 – Fotomicrografias mostrando a distribuição e detalhe dos tipos de inclusões fluidas
em veio de quartzo estéril................................................................................................. 58
Figura 8 – Fotomicrografias mostrando a distribuição e detalhe dos tipos de inclusões fluidas
em quartzo dos veios mineralizados. ................................................................................ 59
Figura 9 – Frequência do grau de preenchimento da fase CO2 nas inclusões do tipo III nos
veios mineralizados. .......................................................................................................... 60
Figura 10 – Histogramas de dados microtermométricos das inclusões do tipo I nos veios
estéreis: ............................................................................................................................. 62
Figura 11 – Histrograma de frequência da temperatura do ponto eutético (Te) das inclusões
do tipo II em quartzo proveniente dos veios estéreis....................................................... 63
Figura 12 – Histogramas de frequência dos dados microtermométricos relacionados às
inclusões do tipo I descritas nos veios mineralizados ....................................................... 64
Figura 13 - Histogramas de frequência dos dados microtermométricos relacionados às
inclusões do tipo III dos veios mineralizados .................................................................... 66
Figura 14 – Correlação entre temperatura de homogeneização total das inclusões (TH) e
salinidade (% em peso equivalente de NaCl), para as inclusões descritas nos veios estéril
e mineralizado do Depósito do Papagaio.......................................................................... 68
Figura 9.1 - Diagrama de fase para o sistema K2O-Al2O3-SiO2-H2O-KCl-HCl (para PH2O = 1
kbar), do log (mKCl+K+)/(mHCl+H+) em função da temperatura ..................................... 72
Figura 9.2 – Modelo de padrões de alteração hidrotermal de um depósito do tipo Pórfiro
(modificado de Sillitoe, 2010). .......................................................................................... 73
4
Lista de Tabelas
Tabela 6.1 – Dados Geoquímicos para amostras com perda ao fogo menor que 2% ............. 27
Tabela 6.2 – Dados Geoquímicos para amostras com perda ao fogo maior que 2% .............. 28
Tabela 1 – Valores dos teores de metais preciosos ................................................................. 56
Tabela 2 – Dados microtermométricos sumarizados para os tipos de inclusões dos veios
estéreis e mineralizados. .............................................................................................. 60
Tabela 9.1 - Quadro evolutivo e síntese das principais características litogeoquímicas,
geocronológicas e isotópicas das unidades litoestratigráficas descritas na região de
Alta Floresta.. ................................................................................................................ 75
5
1. APRESENTAÇÃO
Este trabalho é referente a uma dissertação de mestrado apresentada ao Programa de
Pós-Graduação em Geociências (PPGec) da Universidade Federal de Mato Grosso (UFMT),
que contém o estudo de caso de um depósito aurífero atualmente conhecido como Garimpo do
Papagaio, que se situa no extremo norte do Estado de Mato Grosso, dentro da Província
Aurífera de Alta Floresta.
Esta dissertação é dividida em duas partes segundo as normas de apresentação do
Programa (PPGec-UFMT), sendo a primeira um encarte que contém dados detalhados sobre
os métodos utilizados neste trabalho, como também a localização e a geologia regional da
área de estudo. Esta primeira parte também faz uma breve apresentação do Depósito do
Papagaio e detalha dados litogeoquímicos e geocronológicos que virão a compor um segundo
artigo há ser confeccionado. A segunda parte da dissertação é relacionada ao artigo submetido
à revista de geociências da Universidade de São Paulo (Série Científica - USP), que descreve
a petrografia das rochas hospedeiras da mineralização, das alterações hidrotermais que afetam
estas, dos minerais de minério e petrografia e microtermometria das inclusões fluidas
relacionadas aos veios de quartzo do depósito.
1.1 INTRODUÇÃO E OBJETIVO
Um dos principais problemas a serem esclarecidos na Província Aurífera de Alta
Floresta está relacionado à gênese das mineralizações e sua relação com as rochas
encaixantes. O objetivo principal desta dissertação de mestrado foi o de gerar, integrar e
interpretar dados geológicos, promovendo o estudo de caso de um depósito aurífero ao norte
do Estado de Mato Grosso, avançando no entendimento de rochas vulcânicas e plutônicas
ácidas que têm relação espacial com as mineralizações.
O Garimpo do Papagaio é um depósito aurífero que situa-se no município de
Paranaíta, extremo norte do Estado de Mato Grosso. Sua caracterização foi evidenciada com
base nas relações de campo além de estudos dos fluidos mineralizantes, petrográficos,
geoquímicos e geocronológicos, de forma a constituir um referencial para a exploração
mineral no setor noroeste da Província Aurífera Alta Floresta, considerando-se o nível atual
de conhecimento geológico da região.
6
2. LOCALIZAÇÃO E VIAS DE ACESSO
O Depósito do Papagaio situa-se no extremo norte do Estado de Mato Grosso, dentro
dos limites municipais de Paranaíta, a margem direita do Rio Apiacás. O acesso à área é
facultado por estradas com boas condições de manutenção. A partir da capital do estado,
Cuiabá-MT, segue-se aproximadamente 600 km pela rodovia federal pavimentada, BR 163,
sentido norte, até o Município de Nova Santa Helena. Então se percorre por aproximadamente
mais 160 km, sentido oeste, pela rodovia estadual pavimentada MT 320 até o município de
Alta Floresta, que é provido de aeroporto de porte internacional. Para chegar à área de estudo
é necessário percorrer aproximadamente mais 120 km, sentido oeste, pela rodovia estadual
não pavimentada MT 206, entre os municípios de Apiacás e Paranaíta. Ainda é necessário
percorrer mais 30 km por vias vicinais sentido norte até a área estudada, conhecida como
Garimpo do Papagaio (52°02’50’’E e 09°20’17’’S). A Figura 2.1 ilustra a localização da área.
7
Figura 2.1 – Mapa de localização e vias de acesso da área de estudo
8
3. MATERIAIS E MÉTODOS
3.1 REVISÃO BIBLIOGRÁFICA
A primeira etapa deste trabalho consistiu em estudos bibliográficos tanto dos
métodos aplicados quanto do contexto geológico regional, dando ênfase na Província Aurífera
de Alta Floresta.
3.2 TRABALHO DE CAMPO
Foi realizada uma campanha de campo de 10 (dez) dias, no período de 05 a 15 de
julho de 2010, onde foram coletadas algumas das amostras necessárias ao desenvolvimento do
projeto. Esta etapa também consistiu na classificação das diferentes fácies litológicas e dos
padrões de alteração hidrotermal, levantamento de dados estruturais e do reconhecimento dos
veios mineralizados. A tabela com as amostras coletadas e as respectivas coordenadas
encontra-se em anexo neste trabalho.
As amostras nomeadas inicialmente por BJN foram coletadas e são referentes ao
trabalho realizado por Quaresma & Hatanaka (2011), que foram doadas para retratamento dos
dados geoquímicos.
3.3 PETROGRAFIA
Para o estudo da petrografia foram confeccionadas 11 lâminas delgadas-polídas
no Laboratório de Laminação da Universidade Estadual de Campinas (Unicamp). Os estudos
petrográficos foram realizados inicialmente no laboratório de microtermometria da Unicamp
em lupa eletrônica da ZEISS Stemi SV 6 e microscópio petrográfico convencional da ZEISS
Axiophot (Figs 3.1). Nestes modelos foi acoplado um dispositivo de obtenção de imagens
(câmera Sony Cybershot) com resolução de 12.0 megapixels. Posteriormente os estudos
petrográficos foram concretizados no laboratório de microscopia da Universidade Federal de
Mato Grosso em microscópio petrográfico modelo Olimpus Bx 41. Para captura das
fotomicrografias foi utilizada uma câmera com conexão USB acoplada ao microscópio
(Infinity 1).
Seguiu-se as recomendações da USGS (Siivola & Schmid, 2007) para a
abreviação dos minerais reconhecidos neste trabalho.
9
Figura 3.1 – Aparelhos utilizados na descrição petrográfica. (A) lupa eletrônica ZEISS Stemi SV
6; (B) Microscópio petrográfico ZEISS Axiophot.
3.4 INCLUSÕES FLUIDAS
Os estudos de inclusões fluidas foram perpetrados em cristais de quartzo
provenientes da zona mineralizada e estéril, com foco na caracterização das populações,
distribuição e tipos dos fluidos presentes em cada caso. Foram produzidas quatro (4) lâminas
bi-polidas no laboratório de laminação da Universidade Estadual de Campinas, sendo uma de
veio ausente de mineralização e o restante de veios mineralizados.
3.4.1 PETROGRAFIA
Os estudos petrográficos das inclusões fluidas foram realizados no laboratório de
microtermometria da Unicamp em microscópio petrográfico convencional da ZEISS
Axiophot (Fig 3.1 b).
3.4.2 MICROTERMOMETRIA
As análises de microtermometria foram realizadas no Laboratório de Inclusões
Fluidas do Instituto de Geociências (IG), da Universidade Estadual de Campinas
(UNICAMP), em uma platina de aquecimento/resfriamento LINKAM THMSG600 adaptada
a um microscópio convencional LEICA® DMLP (Fig. 3.2), com calibração em inclusões
sintéticas aquo-salinas e aquo-carbônicas manufaturadas pela SYN FLINC. Após a calibração
10
foi gerado um gráfico cartesiano que expõe os valores de correção de acordo com a
temperatura medida (Fig. 3.3). Os dados microtermométricos objetivam fornecer informações
úteis ao entendimento da evolução de fluidos hidrotermais responsáveis pela formação do
minério. A definição dos tipos de fluidos envolvidos na sua gênese é importante, pois permite
uma melhor quantificação das condições físico-químicas e podem auxiliar na classificação
dos modelos de depósitos minerais.
Figura 3.2 – Microscópio LEICA® DMLP, com platina adaptada para estudos microtermométricos.
Figura 3.3 – Gráfico gerado de acordo com a calibração do equipamento para correção dos valores
medidos.
11
3.5 GEOQUÍMICA DE ROCHA TOTAL
Para as análises geoquímicas foram selecionadas 19 amostras de rochas como mais
representativas das encaixantes da mineralização para análise de rocha total e mais três (3)
amostras para obtenção apenas dos metais preciosos, totalizando 22 amostras. Inicialmente as
amostras foram serradas e britadas nos laboratórios de Laminação e Preparação de Amostras
do DRM-UFMT, em seguida, ocorreu a separação individual de amostra, sendo todas
enviadas ao Acme Analytical Laboratories (Acmelab)- Vancouver/ Canadá para
determinações através dos métodos ICP (Inductively Couple Plasma) para elementos maiores
e menores na forma de óxidos (SiO2, TiO2, Al2O3, FeOtotal, MnO, MgO, CaO, Na2O, K2O e
P2O5). ICP-MS (Inductively Couple Plasma Mass Espectrometry) para os elementos traço e
terras raras (Rb, Sr, Cr, Ni, Zr, Y, Ce, Ba, Be, Nb, Cu, Lu, Dy, Gd, Er, Yb, Y, La, Eu, Nd, Ce
e Sm). Adicionalmente, cada amostra (rocha total) foi digerida em água-régia e também
analisada por ICP-MS para obtenção dos metais preciosos (Au, Ag), metais de base (Cu, Zn,
Pb) e alguns elementos-traço (As, Bi, Cd, Hg, Mo, Ni, Sb, Se, Tl).
3.6 GEOCRONOLOGIA
Uma amostra foi selecionada e enviada ao Laboratório de Geocronologia da Universidade
de Brasília e foram separados 32 zircões para datação geocronológica absoluta baseada na
desintegração radioativa de dois isótopos de U (235U e 238U), dando origem a dois isótopos
de Pb (207Pb e 206Pb). Foi utilizado um LAM-HR-ICPMS (Neptune) equipado com nove (9)
detectores tipo copo Faraday, uma multiplicadora de elétrons central e cinco (5) contadoras
de íons do tipo MIC (multi ion channel). Encontra-se acoplado a um sistema de ablação a
laser Nd-YAG 213nm NewWave.
12
4. GEOLOGIA REGIONAL
4.1 CONTEXTO GEOTECTÔNICO
A área em estudo situa-se na Província Mineral de Alta Floresta (Souza et al. 2005),
ou como adotado neste trabalho, Província Aurífera de Alta Floresta (PAAF), apenas
especificando o fato desta corresponder a uma província eminentemente aurífera.
A PAAF insere-se no centro-sul do Cráton Amazônico, mais precisamente entre as
Províncias Ventuari-Tapajós e Rio Negro-Juruena de acordo com o modelo de Tassinari &
Macambira (1999) (Fig. 4.1).
Figura 4.1 - Localização da PAAF na compartimentação geocronológica do Cráton Amazônico
(modificado de Tassinari & Macambira, 1999).
13
Em seu capítulo do livro Geologia do Continente Sul-Americano, Tassinari &
Macambira (2004) dividem os conhecimentos sobre a evolução tectônica do Cráton
Amazônico em duas grandes linhas. A primeira, oriunda de autores fixistas, propõe que a
tectônica pré-cambriana do cráton foi caracterizada por processos de reativação de plataforma
e formação de blocos continentais ou paleoplacas por meio de retrabalhamento de crosta
continental no Arqueano e Paleoproterozóico. Durante o Mesoproterozóico, segundo essa
concepção, teriam ocorrido apenas processos de reativação e/ou retrabalhamento de rochas
preexistentes. A segunda linha é baseada nos conceitos das orogenias modernas, nas quais,
durante o Arqueano, Paleo e Mesoproterozóico teriam ocorrido uma sucessão de arcos
magmáticos envolvendo a formação de material juvenil, derivado do manto, como também
processos subordinados de retrabalhamento crustal. Com o avanço dos conhecimentos
geológicos, a segunda linha é melhor suportada, e dentro desta situam-se os principais
modelos do Cráton Amazônico (Tassinari & Macambira, 1999; Tassinari et al., 2000; Santos
et al., 2000 e Ruiz, 2005).
Em virtude desta variedade de modelos evolutivos, a PAAF pode inserir-se em
distintos segmentos. Segundo a compartimentação proposta por Santos et al. (2000), por
exemplo, a PAAF estaria enquadrada entre as províncias geocronológicas-geotectônicas do
Tapajós-Parima (2,03 – 1,88 Ga) e Rondônia Juruena (1,82 –1,54 Ga), enquanto que no
modelo proposto por Tassinari & Macambira (1999) e Ruiz (2005), a PAAF estaria situada
entre os limites das Províncias Geocronológicas Ventuari-Tapajós (1,95-1,8 Ga) e Rio NegroJuruena (1,8-1,55 Ga) (Fig. 4.1).
A província geocronológica Ventuari-Tapajós ocorre no setor norte da PAAF e
compreende uma associação granito-gnáissica cálcioalcalina de composição quartzo-diorítica
a granodiorítica, com intercalação de rochas sedimentares e vulcânicas que apresentam
predominantemente trends estruturais NW-SE e N-S, caracterizada por Tassinari &
Macambira (1999) como um arco magmático juvenil. Tassinari et al. (1996) obtiveram,
através do método U-Pb (SHRIMP) em monocristais de zircão destes granitóides, a idade de
1835 ± 17 Ma. Associadas a essas rochas, que constituem o embasamento deste domínio,
ocorrem dioritos a granodioritos de caráter sin a pós-tectônico com tendências cálcio-alcalinas
e toleíticas, isentos de recristalização metamórfica, considerados na PAAF como pertencentes
à Suíte Intrusiva Iriri e ao vulcano-plutonismo Teles Pires.
A Província Rio Negro-Juruena ocorre na porção ocidental do Cráton Amazônico e no
setor sul da Província Aurífera, sendo seu embasamento composto por gnaisses,
granodioritos, tonalitos, migmatitos, granitos e anfibolitos (Tassinari & Macambira, 2004).
14
Em geral, estas rochas apresentam direções estruturais predominantes para NW-SE, cortadas
em algumas áreas por estruturas NE-SW. Tassinari et al. (1996) obtiveram na região do rio
Aripuanã idades Rb-Sr e Pb-Pb de, respectivamente, 1700 ± 21 Ma (87Sr/86Sr inicial de 0,7048
± 0,0006), 1674 ± 85 Ma e 1717 ± 120 Ma. Embora estejam distribuídos preferencialmente
na Província Ventuari-Tapajós, os granitos sub-vulcânicos, considerados como granitos Teles
Pires também ocorrem na região da PAAF inseridos na Província Rio Negro-Juruena como
corpos circulares, de natureza cálcio-alcalina, alcalina e peralcalina. Ainda neste domínio
ocorrem várias gerações de granitos anorogênicos, incluindo corpos com textura rapakivi, de
natureza sub-alcalina, exibindo características de granitos do tipo A, intra-placa. Esse
magmatismo granítico compreende termos que variam de granitos alcalinos a biotita,
sienogranitos leucocráticos a hololeucocráticos (Dall’Agnol et al., 1987 in Tassinari &
Macambira, 2004).
4.2 PROVÍNCIA AURÍFERA DE ALTA FLORESTA
Geograficamente a PAAF insere-se em uma faixa W-NW com mais de 500 km no
norte de Mato Grosso, delimitada entre as nascentes do rio Peixoto de Azevedo, a leste e o rio
Aripuanã, a oeste, ao norte pelo Gráben do Cachimbo e ao sul pelo Gráben dos Caiabís. (Fig.
4.2).
O embasamento da província, atualmente denominado de Complexo Cuiú-Cuiú por
Pessoa et al. (1977, in: Lacerda Filho et al., 2004), abrange rochas metamórficas de médio a
alto grau (gnaisses ortoderivados) e plutônicas associadas (granitos pouco deformados,
leucogranitos e granitos hololeucocráticos). Outros litotipos mais raros correspondem a
migmatitos, dioritos, anfibolitos e xenólitos de metapiroxenitos (Klein et al., 2001). As rochas
desta unidade são caracterizadas por deformação rúptil e dúctil e afloram, segundo Souza et
al. (2005) na região do município de Matupa, leste da PAAF (Fig. 4.2), onde estes autores
obtiveram em zircão de ortognaisse granítico (U-Pb SHRIMP) a idade de 1992±7 Ma.
Entretanto, Paes de Barros (2007) caracteriza esta unidade como composta por granitóides
cálcio-alcalinos, metaluminosos a fracamente peraluminosos, de composição quartzo
diorítica, tonalítica a granodiorítica, de idade Pb-Pb em zircão (evaporação) entre 2.816 e
1.984 Ma, que sinalizam a presença de um embasamento heterogêneo.
15
Figura 4.2 - Mapa de localização e domínios geológicos da PAAF (modificado de Lacerda Filho et
al., 2004 e Paes de Barros, 2007)
Inseridas neste arcabouço encontram-se unidades plutono-vulcânicas representadas em
escala regional pelo granito Nhandu (1.889-1.879 Ma), Suíte Intrusiva Matupá (1.872 Ma),
Suíte Intrusiva Flor da Serra (idade indeterminada), Suíte Colíder (1,786-1.781 Ma) e Suíte
Intrusiva Teles Pires (1.782 a 1.757 Ma) (Santos, 2000; Souza et al., 2005; Moreton &
Martins, 2005; Silva & Abram, 2008).
O Granito Nhandu foi descrito inicialmente por Souza et al. (1979, in: Paes de Barros,
2007) e corresponde a rochas metaluminosas a peraluminosas, álcali-cálcicas a cálcio16
alcalinas, subalcalinas, de médio K e enriquecidas em FeO (Souza et al., 2005). De acordo
com Paes de Barros (2007), esta unidade ainda tem uma tendência geoquímica de granitóides
de arcos magmáticos a granitos intra-placa, por hospedar mineralizações auríferas primárias
(e.g. garimpos Natal e Trairão). Essa suíte comumente mostra evidências de alteração
potássica com microclina, acompanhada de precipitação de sulfetos e magnetita. Silva &
Abram (2008) estabeleceram a idade do granito Nhandu entre 1.889 ±17 Ma e 1.879 ±5,5 Ma
(U-Pb em zircão), com idades modelo entre 2,14 e 2,17 Ga, e εNd(t) de -0,91.
A Suíte Intrusiva Matupá, assim definida por Moura (1998), é constituída por quatro
litofácies que foram definidas por Souza et al. (2005) em: (i) Fácies 1, constituída de biotita
granitos e biotita monzogranitos, com a presença constante de mineralizações auríferas; (ii)
Fácies 2, de hornblenda monzogranitos, hornblenda monzodioritos, biotita-hornblenda
monzonitos, onde a presença de mineralizações auríferas também é constante; (iii) Fácies 3,
com clinopiroxênio-hornblenda monzogranitos e clinopiroxênio-hornblenda monzodioritos
magnéticos, os quais dão origem a solos vermelhos ricos em magnetita e (iv) Fácies 4, de
maior distribuição geográfica, composta por granitos, biotita granitos e monzogranitos, com
microgranitos e granófiros subordinados. As rochas desta fácies possuem textura porfirítica,
rapakivi e anti-rapakivi. Os dados litogeoquímicos indicam que essa suíte representa uma
manifestação plutônica de composição cálcio-alcalina, metaluminosa a peraluminosa,
semelhante aos granitos tipo I, além de ETR que exibem um padrão fortemente fracionado e
forte anomalia negativa de Eu (Moura, 1998; Souza et al., 2005). Uma idade Pb-Pb em zircão
de 1.872 ±12 Ma foi obtida em rochas da fácies 1, além de idades modelo (TDM) entre 2,342,47 Ga e
εNd(t)
que variam de -2,7 a -4,3 (Moura 1998). Idades TDM similares, entre 2,15 e
2,34 Ga, também foram obtidas por Souza et al., (2005), contudo com εNd(t) entre -0,98 e
+3,04 (Souza et al., 2005; Silva & Abram, 2008).
Na parte sul e sudoeste da PAAF ocorre uma faixa onde Paes de Barros (2007) agrega
um grupo de rochas supracrustais, plutônicas e sequências vulcano-sedimentares, que foram
afetadas por um metamorfismo que varia desde baixo à alto grau, correspondentes as unidades
Grupo São Marcelo-Cabeça, Suíte Vitória, Complexo Nova Monte Verde e Complexo
Bacaeri-Mogno (Silva & Abram, 2008).
A Suíte Colíder é composta por uma variedade de rochas vulcânicas, subvulcânicas,
piroclásticas e epiclásticas de composição ácida a intermediária, (Silva & Abram, 2008). As
rochas de composição ácida são constituídas por riolitos, riodacitos e ignimbritos, enquanto
que, as rochas intermediárias compreendem corpos andesíticos de cor cinza-escuro a preta e
estrutura maciça os quais originam solos avermelhados e ricos em magnetita. De modo geral,
17
correspondem a rochas cálcio-alcalinas de alto potássio, peraluminosas a metaluminosas, que
exibem afinidade geoquímica com as séries graníticas orogênicas (Moreton & Martins, 2005;
Souza et al., 2005). Souza et al., 2005 classificam o ambiente tectônico da Suíte Colíder como
sendo predominantemente de arco vulcânico e Lacerda-Filho et al. (2004) relacionam essas
rochas ao Arco Magmático Juruena que foi gerado entre 1.85-1.75 Ga (método U-Pb em
zircão).
Suítes granitóides cálcio-alcalinas, formadas no intervalo de 1,84 a 1,77 Ga,
preenchem boa parte do embasamento da PAAF, antigamente denominadas pelo Projeto
RadamBrasil (Silva et al., 1980) como Complexo do Xingu, agora são diferenciadas em
unidades que fazem parte da porção menos deformada do arco Juruena como: Suíte São Pedro
e São Romão; Granitóides Juruena, Apiacás e Paranaíta (Silva & Abram, 2008). Associados
cogeneticamente a Suíte Intrusiva Paranaíta ocorrem corpos básicos representados por gabros,
microgabros, diabásios e dioritos porfiríticos sob a forma de stock intrusivo e também sob a
forma de enclaves e megaenclaves (Souza et al., 2005).
A Suíte Vulcano-Plutônica Teles Pires engloba um conjunto de rochas vulcânicas
representadas por ignimbritos félsicos com intercalações de riolitos porfiríticos, basaltos e
rochas sedimentares de derivação vulcânica, associados a corpos graníticos, pós-orogênicos,
não deformados, calcioalcalinos de alto potássio, plutônicos e subvulcânicos e compostos
predominantemente por biotita granitos avermelhados e com rochas subvulcânicas
subordinadas (Pinho, 2002 e Lacerda Filho et al, 2004). De acordo com Lacerda Filho et al.
(2004), os corpos graníticos distribuem-se em stocks e batólitos subcirculares a elipsoidais, ao
longo da estruturação regional (WNW – ESE). Estes corpos encontram-se intrusivos
preferencialmente nas rochas vulcânicas da Suíte Colíder e nos granitos Matupá e a
delimitação de sua área de ocorrência é facilitada por seu relevo alçado em imagens de
satélites e por suas expressivas anomalias cintilométricas, em contraste com baixos valores
nos mapas magnetométricos. Os dados geoquímicos apontam para granitos do tipo A, de
natureza cálcio-alcalina de médio a alto potássio, metaluminosos a peraluminosos, que
correspondem a intrusões pós-colisionais com idades U-Pb em zircão de 1.757 ±16 Ma e
1.782 ±17 Ma, além de TDM de 1,94 a 2,28 Ga e εNd(t) de -3,4 a +3,0, que indicam magmas de
origem mantélica com forte envolvimento de material crustal (Santos, 2000; Pinho et al.,
2003; Silva & Abram, 2008).
A Formação Dardanelos, pertencente ao Grupo Caiabís, recobre parcialmente as
unidades plutono-vulcânicas citadas anteriormente e é representada por sequências de arenito
e arenito arcoseano, ambos de granulação média, com frequentes níveis conglomeráticos.
Essas coberturas apresentam estratificações plano-paralelas e cruzadas acanaladas
18
interpretadas como um sistema de leques aluviais de rios entrelaçados (Moreton e Martins,
2005). Saes & Leite (2003) obtiveram idades U-Pb em cristais de zircão detrítico
compreendidas entre 1.987 ±4 Ma a 1.377 ±13 Ma, o que implica a idade máxima de 1,44 Ga
como representativa para o início da sedimentação (Souza et al., 2005). O Grupo Caiabis é
ainda interpretado como uma bacia do tipo pull-apart, ou possivelmente do tipo strike-slip
onde as principais zonas de transcorrência sinistrais NW/SE foram as responsáveis pela sua
geração (Souza et al., 2005).
19
5.ODEPÓSITODOPAPAGAIO
O Garimpo do Papagaio é um depósito aurífero que localiza-se nas coordenadas
52°02’50’’E e 09°20’17’’S, a margem direita do Rio Apiacás e esta relacionado a um morro
de aproximadamente 200 metros que se destaca no relevo local. Acredita-se que existam
aproximadamente 150 garimpeiros trabalhando no atual garimpo, onde aproximadamente 50
cavas e shafts foram abertos. A estrutura de exploração é precária e varia de acordo com o
local de trabalho de cada garimpeiro. Alguns grupos contam até com pequenos moinhos
elétricos e fazem uso de dinamite enquanto que outros simplesmente exploram o minério
filonar manualmente em rocha alterada (Fig 5.1).
De acordo com Lacerda Filho et al. (2004) e Souza et al. (2005) o Depósito do
Papagaio desenvolve-se dentro da Suíte Intrusiva Teles Pires, entretanto Silva & Abram
(2008) contextualizam como inserido na Suíte Colider (Fig 5.2 A). Estes últimos autores
processaram dados de aerogamaespectrometria para definição de temas com parâmetros
hidrotermais e demonstraram que a região do Garimpo do Papagaio têm valores anômalos
para o parâmetro Kd, valor elevado do parâmetro F e baixa razão eTh/K. Silva & Abram
(2008) também identificaram através de interpretação de imagens Landsat, em fusão com
SRTM juntamente com a interpretação de dados magnetométricos, uma importante zona de
falha, com direção geral a N77°E, passando nas proximidades do garimpo (Fig 5.2 B).
20
Figura 5.1 – Estrutura do Garimpo do Papagaio. (A) e (B) Shaft construído pelos garimpeiros;
(C) e (D) Estilo de cavas abertas pela exploração artesanal; (E) Beneficiamento do minério
artesanalmente; (F) Moinho elétrico utilizado no beneficiamento do minério.
21
Figura 5.2 - Mapas retirados de Silva & Abram (2008). (A) localização do garimpo de Papagaio
no mapa geológico (B) Mapa da Fase da Magnitude do Gradiente Horizontal Total do
Campo Magnético e estrutura magnética inferida com direção NE-SW.
A rocha encaixante do depósito corresponde a pelo menos um plúton sub-vulcânico de
composição ácida. Devido a uma capa saprolítica que recobre toda a região do depósito,
afloramentos de rochas preservadas do intemperismo são raros, porém quando encontradas,
são riolitos brancos, não magnéticos e de textura porfirítica bem desenvolvida. Os fenocristais
são basicamente compostos por cristais feldspatos euédricos a sub-édricos, quartzo subarredondados a bi-terminados e biotita sub-édrica, todos entre 0,5 a 3,0 mm, dispersos em
uma matriz afanítica (Fig 5.3 A).
Um padrão de alteração hidrotermal afeta estas rochas, onde a alteração potássica é
provavelmente a mais antiga, ocorre de forma pervasiva, por vezes seletiva, afetando
principalmente a matriz e subordinadamente os cristais de feldspatos, conferindo uma
tonalidade avermelhada a rocha (Fig 5.3 B). Em seguida uma alteração sericítica afeta a
rocha, é a principal hospedeira do minério com alta concentração de sulfetos (piritização),
ocorre de forma pervasiva e altera tanto a matriz quanto os fenocristais de feldspatos de modo
a modificar toda a tonalidade da rocha para cinza, que varia de tons claros a escuros (Fig 5.3
C). Uma alteração sílica fissural é evidenciada através de veios que ocorrem tanto em
sistemas preferencialmente orientados a NE, como em stockworks (Fig 5.3 D). Por fim ocorre
uma alteração propilítica, que afeta regionalmente as rochas de forma pervasiva, alterando
principalmente o núcleo dos fenocristais de feldspato (Fig 5.3 E).
22
Figura 5.3 – Litologia do Depósito do Papagaio; (A) Riolito porfirítico hospedeiro do depósito
do papagaio; (B) Alteração potássica definindo uma tonalidade avermelhada aos riolítos;
(C) Alteração sericítica conferindo tonalidades de cinza claro à escuro para os riolitos; (D)
Alteração sílica fissural, sistemas de veios em stockwork; (E) Alteração propilítica afetando
principalmente o núcleo dos fenocristais de feldspato.
23
Os veios que cortam os riolitos ocorrem tanto em sistemas de stockwork como também
orientados paralelamente para NE (~N40°E) com larguras que variam normalmente de 1 a 50
centímetros. Um segundo sistema de veios ocorre perpendicularmente e com menor
frequência, estes também não apresentaram atividade garimpeira, o que sugere ausência da
mineralização para os veios de direção NW. Os dois sistemas apresentam ângulos de
mergulho subverticalizados (Fig 5.4 A). Grandes indícios de uma deformação regional não
ocorrem nas rochas que hospedam a mineralização, entretanto foliações locais e em alguns
casos estruturas sigmoidais podem ser encontradas. As foliações podem ser agrupadas em
quatro sistemas predominantes, sendo; i) Sistema EW/NE (~N80°E) com alto ângulo de
mergulho (SE/NW); ii) Sistema NS/NE (~N20°E) de alto ângulo de mergulho (SE/NW); iii)
Sistema NW (~N50°W) com mergulhos intermediários (NE) e; iv) Sistema de baixo ângulo
(Fig 5.4 B). Estas foliações sugerem que as rochas do depósito do papagaio sofreram de forma
incipiente uma deformação rúptil e progressiva.
Figura 5.4 - Diagrama de frequência de pólos. (A) Planos dos veios; (B) Planos de foliações e
principais grupos identificados.
24
Figura 5.5 – Estruturas das litologias do depósito; (A) Foliação do sistema I (EW/NE), com
bandamento incipiente cortando um veio de direção NE; (B) Estruturas sigmoidais
possivelmente originadas por um sistema compressivo.
25
6.LITOGEOQUÍMICADODEPÓSITODOPAPAGAIO
A litogeoquímica das rochas hospedeiras do Depósito do Papagaio totalizou 19
amostras. Deste total, 14 amostras apresentam valores de perda ao fogo abaixo de 2% (Tabela
6.1) e o restante são as amostras que passaram por processos hidrotermais relativamente
maiores e apresentam valores de perda ao fogo acima de 2% (Tabela 6.2).
Em virtude dos diversos estágios de alteração hidrotermal que afetam as rochas
hospedeiras do Depósito do Papagaio, foram individualizadas nos diagramas geoquímicos as
amostras com valores de perda ao fogo (P.F.; LOI) superiores a 2%. Este procedimento
minimiza a discussão de processos secundários e mostra-se essencial na caracterização das
amostras menos afetadas por processos hidrotermais.
26
Tabela 6.1 – Dados Geoquímicos para amostras com perda ao fogo menor que 2% (P.F. < 2%)
27
Tabela 6.2 – Dados Geoquímicos para amostras com perda ao fogo maior que 2% (P.F. > 2%)
28
6.1CLASSIFICAÇÃOMAGMÁTICA
De acordo com o diagrama proposto por De la Roche (1980), as rochas encaixantes do
Depósito do Papagaio são classificadas como riolitos, com um pequeno trend em direção ao
campo dos álcali-riolitos (fig 6.1 A), provavelmente devido a alteração potássica que afeta
essas rochas, formando feldspatos alcalinos. As amostras também são classificadas como
riolitos de acordo com o diagrama sugerido por Cox et al. (1979), com uma concentração no
limite com o campo que classifica os dacitos, devido ao teor de SiO2 (fig. 6.1 B).
De acordo com o diagrama que individualiza as séries alcalinas das sub-alcalinas
sugerido por Irvine & Baragar (1971) o magmatismo que originou os riolitos em questão
mostra afinidade com as séries sub-alcalinas (fig 6.1 C).
No diagrama proposto por Peccerillo & Taylor, (1976) relacionado ao índice de subalcalinidade, observa-se uma relativa dispersão dos resultados (fig 6.1 D).
A alteração
potássica que afeta mesmo que de forma incipiente algumas dessas amostras, pode ter sido
responsável por essa dispersão, deslocando o resultado do campo das séries cálcio alcalinas de
alto potássio para dentro dos limites das séries shoshoníticas.
Em relação ao índice de saturação em alumina proposto por Maniar & Piccoli (1989),
as amostras se concentram na divisão entre os campos metaluminoso e peraluminoso (fig 6.1
E), tal comportamento é evidenciado pela presença de hornblenda e biotita. A dispersão de
uma amostra é dada devido a elevados valores de Al2O3, associado a assembleias hidrotermais
responsáveis pela formação de muscovita e clorita.
29
Figura 6.1 – Distribuição dos pontos representativos das rochas encaixantes do Depósito do
Papagaio em diagramas químico-classificatórios. (A) Diagrama classificatório, R1 versus R2 (De
la Roche, 1980); (B) Diagrama classificatório para rochas do Depósito do Papagaio (Cox et
al. 1979); (C) Limite entre rochas alcalinas e sub-alcalinas (Irvine & Baragar 1971) (D)
Diagrama de sub-alcalinidade dividindo os campos das séries magmáticas (Peccerillo &
Taylor, 1976); (E) Diagrama de índice ASI (Aluminum Saturation Index) (Maniar & Piccoli,
1989).
30
6.2CLASSIFICAÇÃODOTIPODEGRANITO
De acordo com a divisão proposta por Champion & Heinemann (1994) que definem
para o limite entre rochas félsicas e máficas o valor de 68% de sílica, observa-se que as rochas
encaixantes do Depósito do Papagaio são predominantemente ácidas (65,51% < SiO2 <
77,47%). São rochas que apresentam hornblenda, biotita e apatita como fases acessórias
comuns, porcentuais intermediários de CaO (0,29% < CaO < 2,67%) e baixos valores de ASI
(índice de saturação em alumina; fig 6.2 E). Também apresentam boas correlações dos
elementos maiores, menores e traços com a variação de sílica (índice de fracionamento
ígneo). Segundo Chappell & White (2001), essas características são frequentemente utilizadas
na distinção de granitos do tipo I. Granitos desta classe são relacionados a arcabouços de
margem continental ativa em ambiente de arco plutono-vulcânico (Cobbing, 2000).
De acordo com os diagramas de Whalen et al., (1987), que distingue os granitos do
tipo I-S daqueles do tipo A, a partir de valores de razões (Ga/Al)*104, permitem classificar
essas rochas como típicos granitos do tipo I (fig. 6.2).
31
Figura 6.2 – Diagramas de discriminação granítica propostos por Whalen et al. (1987).
32
6.3VARIAÇÃODOSELEMENTOSMAIORESEMENORES
Os elementos maiores e menores das rochas que hospedam o Depósito do Papagaio
apresentam concentrações relativamente similares, com pouca variação entre as amostras
investigadas. As cinco amostras que exibem perda ao fogo com valores superiores a 2% (P.F
> 2%) foram individualizadas nos diagramas geoquímicos, porém excluídas das descrições
sobre as variações elementares e discussões, por não serem representativas quanto a
característica original da rocha.
Os valores de SiO2 estão compreendidos entre 65,51-77,47% tipificando um
magmatismo supersaturado em sílica, enquanto que o Al2O3 abrange de 12,07-14,77%. Os
valores de CaO variam entre 0,29-2,67% de modo que esta heterogeneidade se deva
possivelmente a variação na ocorrência de hornblenda, observada na petrografia. O Na2O
ocorre entre 1,62-4,26% enquanto que o Fe2O3 ocorre entre 1,08-5,59%.
A partir dos diagramas de Harker (Figura 6.3), observa-se uma tendência geral de
diminuição dos elementos maiores e menores com o incremento de sílica. Essa relação
inversa é observada principalmente para o Al2O3, Fe2O3, Na2O, MgO, CaO, TiO2, P2O5 e
MnO, com exceção do K2O.
Dentre os elementos analisados o K2O apresenta uma correlação positiva com o
incremento de sílica, este fato é o indicativo da ocorrência de microclínio gerado pela
potassificação que afeta as rochas do depósito.
33
Figura 6.3 – Diagramas de Hacker com a variação dos elementos maiores e menores das amostras
provenientes do Depósito do Papagaio.
34
6.4VARIAÇÃODOSELEMENTOS-TRAÇO
Da mesma forma dos elementos maiores e menores, as amostras com valores de P.F.
superiores a 2% foram individualizadas nos diagramas geoquímicos (figura 6.4) e excluídas
das comparações quanto aos teores de elemento-traço.
As rochas encaixantes do Depósito do Papagaio exibem decréscimo com o aumento de
SiO2 para o Ni (0,6-3,7 ppm), Ba (115-1534 ppm), Sr (27,6-319,4 ppm) e Zr (118,7-363,0
ppm), no entanto, acréscimo para Y (24,1-127,9 ppm), Hf (4,4-9,0 ppm), Rb (96,1-242,2
ppm), Ta (0,8-1,4 ppm), U (2,8-5,6 ppm), Nb (0,6-3,7 ppm), La (28,8-100,7 ppm) e de forma
mais incipiente para o Lu (0,44-1,24 ppm). Os valores encontrados para Ba e Sr podem ser
atribuídos a um reflexo da alteração potássica incipiente que afeta estas rochas com geração
de ortoclásio e microclínio, que tendem a incorporar estes elementos (Cox et al. 1996; Moore
& Sisson 2008) As concentrações de Hf, Zr e Y podem ser atribuídas a ocorrência de zircão,
comumente observado durante a petrografia destas amostras.
35
Figura 6.4 – Diagramas de Hacker com a variação dos elementos-traço das amostras provenientes
do Depósito do Papagaio.
36
6.5ELEMENTOSTERRASRARAS
O Padrão de distribuição dos elementos terras raras (ETR), normalizados pelo manto
primitivo de Sun & McDonough (1995), exibem típico enriquecimento em elementos terras
raras leves (ETRL) e empobrecimento em elementos terras raras pesadas (ETRP) (Fig. 6.5 B).
As anomalias negativas de Eu nas rochas encaixantes do Depósito do Papagaio sugerem que o
plagioclásio teria se fracionado de forma eficiente durante a cristalização destas rochas.
O diagrama de Pearce et al. (1984) normalizado por granitos de cordilheiras oceânicas
(Fig 6.5 C) apresenta enriquecimento em elementos litófilos de raio iônico grande (K, Rb e
Ba) em relação aos elementos de carga alta (HFSE- Hf, Zr, Y e Yb).
37
Figura 6.5 – Diagramas multielementares (spidergrams). (A) Padrão de distribuição
normalizados em relação ao manto primordial (Sun & McDonough, 1989); (B) Padrão de
distribuição de elementos terras raras normalizados pelos valores do condrito de Nakamura
(1977); (C) Padrão de distribuição de traços, normalizados por valores dos granitos de
cordilheiras meso-oceânicas (Pearce et al. 1984).
38
6.6DIAGRAMASDEAMBIÊNCIATECTÔNICA
Diagramas de discriminação de ambientes tectônicos para rochas de composição
granítica foram sugeridos por Gorton & Schandl (2000), utilizando-se de concentrações de
Th, Ta e Hf. De acordo com esses diagramas, representados na Figura 6.6, as rochas que
hospedam o Depósito do Papagaio se agrupam no campo das margens continentais ativas.
Figura 6.6 – Diagramas de discriminação tectônica de Gorton & Schandl (2000).
39
Quanto aos diagramas de discriminação tectônica propostos por Pearce et al., (1984),
expostos na Figura 6.7, observa-se que essas amostras apresentam afinidade geoquímica com
granitoides de arcos vulcânicos, com sutil tendência para granitos intra-placa. Desta forma, o
pequeno trend geoquímico observado poderia representar uma evolução geodinâmica, desde
um ambiente de arco-vulcânico mais primitivo até o encerramento do evento orogenético,
caracterizando uma afinidade geoquímica de granitoides pós-colisionais.
Figura 6.7 – Diagramas de ambiência tectônica propostos por Pearce et al., (1984).
40
7.IDADEDODEPÓSITODOPAPAGAIO
A amostra datada corresponde ao riolito porfirítico que hospeda a mineralização do
depósito do papagaio (PG-029; -9,342669 N e -57,045965 E) e foram selecionados 32 grãos
de zircões para análise. Os Diagramas de Concórdia gerados a partir das razões obtidas
mostram que os zircões analisados forneceram um bom alinhamento dos pontos analíticos
(MSWD = 1.3) apresentando idades concordantes de 1782,8 ± 8.2 Ma. (Fig. 7.1) e 1781,4 ±
7.5 Ma (Fig. 7.2).
0,38
0,36
1940
1900
0,34
1860
/ 238U
0,32
206Pb
1820
0,30
1780
1740
1700
1660
0,28
Intercepto superior 1782.8 ± 8.2 Ma
Intercepto inferior ± 50 Ma
MSWD = 1.3
0,26
4,0
4,4
4,8
207Pb
5,2
5,6
/ 235U
Figura 7.1 - Diagrama com dados de U/Pb em zircões da amostra PG-029 obtidos com LAM-MCICP-MS forneceram uma idade de concórdia no intercepto superior de 1782,8 ± 8,2 Ma.
41
0,36
206Pb
/ 238U
1900
0,34
1860
1820
0,32
1780
1740
Intercepto superior 1781.4 ± 7.5 Ma
Intercepto inferior ±50 Ma
MSWD = 1.3
0,30
4,4
4,6
4,8
5,0
5,2
207Pb
/ 235U
5,4
5,6
Figura 7.2 - Diagrama com dados de U/Pb em zircões da amostra PG-029 obtidos com LAM-MCICP-MS forneceram uma idade de concórdia no intercepto superior de 1781,4 ± 7.5 Ma.
42
8.ARTIGO
“ALTERAÇÃOHIDROTERMALEREGIMEDEFLUIDOSNODEPÓSITO
DOPAPAGAIO,PROVÍNCIAAURÍFERADEALTAFLORESTA(MT),
CRÁTONAMAZÔNICO.”
43
ALTERAÇÃO HIDROTERMAL E REGIME DE FLUIDOS NO DEPÓSITO DO
PAPAGAIO, PROVÍNCIA AURÍFERA DE ALTA FLORESTA (MT), CRÁTON
AMAZÔNICO.
1
Marcelo Garcia Galé Paulo César Corrêa da Costa2 Francisco Egídio Cavalcante
Pinho3 Rafael Rodrigues de Assis4
1- Programa de Pós-Graduação, Universidade Federal de Mato Grosso, Cuiabá – MT,
Brasil. E-mail: [email protected]
2- Universidade Federal de Mato Grosso, Cuiabá – MT, Brasil.
E-mail: [email protected]
3- Universidade Federal de Mato Grosso, Cuiabá – MT, Brasil.
Email: [email protected]
4- Programa de Pós-Graduação, Universidade Estadual de Campinas, Campinas – SP,
Brasil. Email: [email protected]
Resumo O Depósito aurífero do Papagaio está situado no município de Paranaíta, extremo norte do estado de
Mato Grosso, dentro do contexto geológico do setor noroeste da Província Aurífera de Alta Floresta. Ocorre
hospedado em rochas sub-vulcânicas félsicas que foram afetadas por forte alteração sericítica pervasiva,
balizadas por uma intensa alteração potássica. O minério, de paragênese denotada por pirita + esfalerita +
calcopirita ± covelita, ocorre associado à stockworks e sistemas de veios de quartzo de direção NE com
mergulhos subverticais que truncam os setores de alteração hidrotermal. Estudos de inclusões fluidas mostram
que fluidos de elevada temperatura e salinidade (> 325 °C e 24% eq. NaCl) tiveram um papel essencial na
formação das zonas mineralizadas do depósito. Nesse contexto, a colocação de corpos sub-vulcânicos teria sido
essencial na gênese da mineralização aurífera do Papagaio, pois teria servido como fonte de calor, fluido e
metais para a instalação de um sistema magmático-hidrotermal local, possivelmente semelhante aos sistemas do
tipo ouro pórfiro.
Palavras-chave: Alteração Hidrotermal, Inclusões Fluidas, Província Aurífera de Alta Floresta, Depósitos do
tipo Ouro Pórfiro.
Abstract The Papagaio auriferous deposit is situated in Paranaita City, far north on state of Mato Grosso,
within the geological context of the sector northwest of Alta Floresta gold province. Hosted rocks occur in subvolcanic felsic that was affected by strong pervasive sericitic alteration, buoyed by intense potassic alteration.
The ore paragenesis denoted by pyrite + sphalerite + chalcopyrite ± covellite, is associated with stockworks and
quartz vein systems in the NE with dips sub-vertical overprinting sectors hydrothermal alteration. Studies of
fluid inclusions show salinity fluids and elevated temperature (> 325 ° C and 24% eq. NaCl) had an essential role
in the mineralization zones of the deposit. In this context, the placement of sub-volcanic bodies have been
essential in the genesis of Papagaio’s gold mineralization, it would have served as a source of heat, fluid and
metals for the system of a site magmatic-hydrothermal, possibly similar like the gold porphyry systems type.
Keywords: Hydrothermal Alteration, Fluid Inclusions, Alta Floresta Gold Province, Gold Porphyry Deposits.
INTRODUÇÃO A Província Aurífera de Alta Floresta (PAAF), definida por Souza et al
(2005), insere-se em uma faixa W-NW com mais de 500 km no norte de Mato Grosso,
delimitada entre as nascentes do rio Peixoto de Azevedo a leste e o rio Aripuanã a oeste, a
norte e sul pelo Gráben do Cachimbo e Gráben dos Caiabís, respectivamente. Enquadrada na
porção sul do Cráton Amazônico, a PAAF se estende entre as províncias geocronológicas
Ventuari – Tapajós (1,95 a 1,8 Ga.) e Rio Negro – Juruena (1,8 – 1,55 Ga; Tassinari &
Macambira, 1999; Ruiz, 2005). Essa região é constituída basicamente por sequências plutonovulcânicas (Figura 01) geradas em ambiente de arcos magmáticos que se desenvolveram e se
agregaram no decorrer do Paleoproterozóico (Tassinari & Macambira 1999; Santos et al.
2006).
44
Os trabalhos de âmbito acadêmico realizados na PAAF concentram-se em seu setor
leste, principalmente nos arredores dos municípios de Peixoto de Azevedo, Matupá, Novo
Mundo e Guarantã do Norte, onde observa-se que um número significativo de mineralizações
auríferas estão preferencialmente hospedadas em suítes graníticas paleoproterozóicas do tipo
I, cálcio-alcalinas, metaluminosas a peraluminosas, de médio a alto potássio que variam em
composição de tonalito-granodiorito a sieno-granito (Paes de Barros 2007; Assis 2011;
Miguel-Jr. 2011). As mineralizações auríferas dessa porção podem ser subdivididas em dois
grupos principais, tendo por base a paragênese do minério: (i) Au ± Cu, representada
dominantemente por pirita e concentrações variáveis de calcopirita; e (ii) Au + Zn + Pb ±
(Cu), com pirita e concentrações significativas de esfalerita, galena e menores ocorrências de
digenita e calcopirita (Assis 2011).
O contexto geológico do setor oeste da PAAF é pouco conhecido, sendo que os
trabalhos existentes são de cunho regional (Lacerda Filho et al. 2004; Souza et al. 2005).
Segundo estes autores, o depósito do Papagaio está inserido na suíte anorogênica Teles Pires
(Figura 01), de idade 1.782 ±17 a 1.757 ±16 Ma (Santos 2000; Silva & Abram 2008). Os
termos plutônicos desta suíte são compostos por biotita granitos avermelhados além de rochas
sub-vulcânicas subordinadas. Entretanto as rochas vulcânicas representantes desse
magmatismo são ignimbritos félsicos com intercalações de riolitos porfiríticos, basaltos, além
de sequências vulcano-sedimentares, todos pós-orogênicos, não deformados, cálcio-alcalinos
de alto potássio (Pinho 2002; Lacerda Filho et al. 2004). Contudo, em um trabalho mais
recente, Silva & Abram (2008) inserem o Depósito do Papagaio na Suíte Intrusiva Colíder e
classificam a rocha hospedeira da mineralização como vulcânica porfirítica, intermediária a
ácida, de composição andesítica/dacítica de coloração cinza, com fenocristais de plagioclásio
e matriz com plagioclásio, quartzo, biotita e agregados de magnetita. O único trabalho que
expõe o contexto geológico da área em questão, em maior detalhe, é o de Quaresma &
Hatanaka (2011), que denominam a litologia encaixante do Depósito do Papagaio como
Granito Papagaio, subdividindo em duas fácies, A e B, para se referir as rochas preservadas e
as que foram afetadas por alteração hidrotermal, respectivamente. Segundo estes autores essas
rochas passaram por um evento de deformação progressiva durante o Proterozóico e as
classificam geoquimicamente como riodacito a riolito de magmatismo subalcalino do tipo
cálcio-alcalino com afinidade metaluminosa a peraluminosa, correspondentes a granitos intraplaca do tipo-A oxidados.
O presente trabalho objetiva a identificação do padrão de alteração hidrotermal e do
regime de fluidos do Depósito aurífero do Papagaio, tendo como foco principal os processos
45
responsáveis pela gênese do depósito (mecanismos de precipitação do minério), assim como a
sua relação com as encaixantes.
Figura 1 – Localização e domínios geológicos da PAAF (Modificado e integrado de Lacerda
Filho et al., 2004 e Paes de Barros, 2007)
46
MATERIAIS E MÉTODOS Os seguintes procedimentos foram utilizados na
confecção deste trabalho: (i) etapa de campo para classificação das diferentes fácies
litológicas e dos padrões de alteração hidrotermal, levantamento de dados estruturais e do
reconhecimento dos veios mineralizados; (ii) petrografia da rocha hospedeira, das rochas
que foram afetadas por alteração hidrotermal e do minério;
(iii) petrografia e
microtermometria de inclusões fluidas confinadas em quartzo oriundo de veios estéreis e
mineralizados.
Para o estudo da petrografia e de inclusões fluidas foram confeccionadas lâminas
bipolidas e delgadas-polídas no Laboratório de Laminação da Universidade Estadual de
Campinas (Unicamp). Os estudos petrográficos (alteração hidrotermal e inclusões
fluidas) foram realizados em um microscópio petrográfico convencional da ZEISS
Axiophot e Leica DM-EP. Ao modelo ZEISS Axiophot foi acoplado um dispositivo de
obtenção de imagens (câmera Sony Cybershot) com resolução de 12.0 megapixels. Os
estudos de inclusões fluidas foram feitos em cristais de quartzo provenientes da zona
mineralizada e estéril, com foco na caracterização das populações, distribuição e tipos
dos fluidos presentes em cada caso.
As análises de microtermometria foram realizadas no Laboratório de Inclusões
Fluidas do Instituto de Geociências (IG), da Universidade Estadual de Campinas
(UNICAMP), em uma platina de aquecimento/resfriamento LINKAM THMSG600
adaptada a um microscópio convencional LEICA® DMLP, com calibração em inclusões
sintéticas aquo-salinas e aquo-carbônicas manufaturadas pela SYN FLINC. A precisão
obtida após a calibração foi de ± 0,2°C para o congelamento e aquecimento.
Para obtenção de teores dos metais preciosos e base foram analisadas 23 amostras
no Acme Analytical Laboratories (Acmelab)- Vancouver/ Canadá através do método ICPMS (Inductively Couple Plasma Mass Espectrometry).
DEPÓSITO DO PAPAGAIO O depósito do Papagaio situa-se a margem direita do Rio
Apiacás e corresponde a um garimpo de aproximadamente 50 cavas ou shafts
relacionados a um morro que se destaca no relevo local.
A rocha encaixante do depósito corresponde a um riolito porfirítico originado por
pelo menos um plúton sub-vulcânico, que não apresenta indícios de deformação regional,
entretanto foliações locais podem ser encontradas. Devido a uma capa saprolítica que
recobre toda a região do depósito, afloramentos de rochas preservadas do intemperismo
são raros, porém quando encontradas, são rochas de coloração branca, não magnéticas e
47
de textura porfirítica bem desenvolvida (Fig. 2A). Os fenocristais não ultrapassam 35%
do total da rocha e têm em média tamanhos de 0,5 a 3,0 mm, são predominantemente de
feldspato alcalino, quartzo, máficos e plagioclásio, dispersos em uma matriz afanítica.
Estudos petrográficos mostram que as rochas hospedeiras da mineralização do
Depósito do Papagaio apresentam textura porfirítica, matriz xenomórfica e contatos entre
os cristais predominantemente irregulares (Fig 2A e B). Os fenocristais de feldspato
alcalino são subédricos a euédricos representados por microclina com geminação tartan e
subordinadamente, por ortoclásio com geminação Carlsbad, e textura de ex-solução
(pertita). Os cristais máficos são representados principalmente por biotita. Os fenocristais
de plagioclásio podem ocorrer tanto de forma euédrica como até mesmo anédrica, em
formas arredondadas, mostram geminação albita e por vezes apresentam-se zonados (Fig
2C). Os fenocristais de quartzo variam de euédricos a sub-édricos, bi-terminados
romboédricos. Alguns feno-cristais de quartzo exibem extinção ondulante e/ou golfos de
corrosão (Fig 2D). Magnetita, ilmenita, zircão, apatita e anfibólio correspondem a fases
acessórias.
48
Figura 2 – Fotomicrografias da rocha encaixante do Depósito do Papagaio. A) Foto em lupa
riolito. B) Textura porfirítica observada em seção delgada, fenocristais de feldspato
alcalino, quartzo e plagioclásio. C) Fenocristal de pertita ao canto superior esquerdo,
plagioclásio com vestígio de geminação polissintética e zonado, feldspato potássico. D)
Fenocristais de plagioclásio com geminação albita e quartzo com borda de corrosão e
extinção ondulante. FOTOMICROGRAFIAS: B, C e D, Polarizadores cruzados.
A alteração hidrotermal afetou invariavelmente as rochas do Depósito do
Papagaio em distintos graus de intensidade, particularmente em setores proximais às
zonas mineralizadas, de modo a formar halos a partir desta (Fig. 03).
49
Figura 3 – Mapa dos principais halos de alteração hidrotermal que afetam os riolitos que
hospedam o minério.
A alteração potássica é representada pela paragênese ortoclásio + microclina ±
biotita em estilo pervasivo e representa à fase inicial da alteração hidrotermal. É
frequentemente reconhecida em torno do morro que hospeda a maior concentração de
cavas do Garimpo do Papagaio, pois confere uma tonalidade avermelhada característica
as rochas, além de substituir o feldspato potássico e o plagioclásio ígneos por feldspato
alcalino hidrotermal (Figs. 4A e B). Na matriz o feldspato decorrente do hidrotermalismo
ocorre como uma massa amorfa com difícil visualização dos limites dos cristais e
ausência de geminação. A substituição dos feno-cristais de feldspatos ígneos acaba
gerando principalmente microclina, evidenciada pela típica geminação tartan, que pode
afetar todo o cristal, ou por vezes, as bordas, mantendo o núcleo ígneo preservado. A
50
biotita hidrotermal ocorre com cores que oscilam de castanho escuro a amarelo claro,
decorrente do forte pleocroismo, preenchendo fraturas entre os minerais.
De estilo pervasivo, a alteração sericítica é representada pela paragênese sericita +
muscovita que sobrepõe a alteração potássica anterior, atribuindo tonalidades
acinzentadas para a rocha. Corresponde à alteração dominante presente no morro onde se
concentra o minério. Pirita corresponde ao sulfeto predominante deste halo sericítico e
ocorre tanto ao longo fraturas em forma de veios maciços, como disseminada na rocha. O
avanço da alteração hidrotermal se dá a princípio com a alteração da matriz e em estágios
mais avançados os fenocristais, de modo que pode vir a totalizar a rocha. (Fig. 4D, E, e
F). A essa zona associa-se um minério disseminado de baixo teor.
A silicificação é eminentemente de estilo fissural, caracteriza-se pela geração de
quartzo hidrotermal com pirita + esfalerita + calcopirita ± covelita. Essa alteração
frequentemente trunca todos os demais estilos anteriormente descritos. Nos setores
próximais ao minério observa-se algumas ocorrências de veios de quartzo com textura em
pente (comb-texture), cavidades drusiformes, texturas coloformes e box-works de pirita
em veios de quartzo (Figs. 4G, H e I). Essas estruturas e texturas são sugestivas da
percolação de fluidos em nível crustal raso (Candela, 1997). A silicificação torna-se
também mais evidente em direção às zonas mineralizadas, onde acompanha a
precipitação de sulfetos de metais base e ouro, apresentando teores em geral elevados.
De estilo pervasivo a alteração propilítica é representada pela associação actinolita
+ epidoto + clorita ± apatita. Essa alteração é a mais nova e ocorre em escala regional,
sobrepõe as alterações mais antigas e afeta as rochas da região de forma incipiente
substituindo principalmente o núcleo dos plagioclásios e feldspatos potássicos, tanto
ígneos como hidrotermais (Figs. 4J, K e L). Quando ocorre com maior intensidade
confere uma tonalidade esverdeada aos riolitos e uma pigmentação escura ao núcleo dos
fenocristais de feldspatos.
51
Figura 4 – Evolução das alterações hidrotermais que afetam as rochas hospedeiras do depósito
do Papagaio. A) Intensa tonalidade avermelhada atribuída a geração de microclina
hidrotermal nos riolitos. B) Substituição da borda de um fenocristal de plagioclásio por
microclina. C) Formação de biotita hidrotermal devido a potassificação. D) Tonalidade
acinzentada devido a sericitização intensa da rocha. E) Substituição parcial do
fenocristal de plagioclásio por sericíta. F) substituição total de um fenocristal por
sericíta + muscovita. G) Silicificação fissural gerando sistemas de veios em stockwork.
H) Silicificação fissural cortando a matriz. I) Silicificação fissural cortando a rocha
sericitizada. J) Substituição dos fenocristais por epidoto+actinolita±clorita em processos
de alteração propilítica. K) Actinolita hidrotermal englobando cristal de hornblenda
ígneo e clorita substituindo possivelmente a biotita ígnea e hidrotermal. L) Formação de
microcistais de actinolita + epidoto no núcleo de um cristal de microclina hidrotermal.
FOTOMICROGRAFIAS: C e K, luz natural; B, E, F, H I e L, Polarizadores cruzados.
A petrografia do minério mostra que os corpos mineralizados hospedados na
Unidade Sub-vulcânica do Depósito do Papagaio, se relacionam em dois setores distintos:
(i) minério venular em domínios de intensa silicificação e; (ii) minério disseminado
associado a um extenso halo de alteração sericítica.
52
O minério venular apresenta-se em estruturas do tipo stockwork (Fig. 5 A) e em
veios relativamente paralelos com direção média para N40°E e mergulhos sub-verticais
que alternam de NW para SE. Por vezes os veios apresentam texturas do tipo pente e
cavidades drusiformes, o que caracteriza um ambiente raso. A associação do minério é
representada por pirita (5-70%), esfalerita (3-50%), calcopirita (5-30%), além de covelita
(~1%) subordinada. Um segundo sistema de veios, menos frequentes, ocorre em direção
perpendicular (NW), porém não foi constatado mineralização nestes.
A pirita ocorre dentro dos veios de quartzo como cristais euédricos a subédricos
de granulação média (Fig. 5 B), são facilmente encontradas, porém associam-se
predominantemente aos veios de menor espessura (< 5cm). Quando se trata de veios mais
espessos a esfalerita torna-se dominante e ocorre preenchendo fraturas entre os cristais de
quartzo. Pode ser maciça, formar cristais anédricos, amigdaloidais ou mesmo veios, em
alguns casos ocorre associada a pirita (Fig. 5 C, D e E). A calcopirita também ocorre
como minerais anédricos de preenchimento de fraturas (Fig. 5 D) e como pequenas
inclusões dentro da esfalerita, na qual confere a textura “doença da calcopirita”
(chalcopyrite disease), (Barton & Bethke 1987; Nagase & Kojima 1997). Covelita
representa estágios mais tardios, relacionados a substituição de calcopirita (Fig. 5 F).
53
Figura 5 – Paragênese do minério venular do Depósito do Papagaio. (A) Minério venular em
zona de intensa silicificação apresentando textura stock-work. (B) Fotomicrografia de
pirita presente nos veios mineralizados. (C) Veios e cristal amigdaloidal de esfalerita.
(D) Esfalerita, calcopirita e pirita presentes em veios mais espessos. (E) Associação
entre pirita e esfalerita preenchendo fratura no veio. (F) Covelita como mineral de
alteração da calcopirita. FOTOMICROGRAFIAS: B, D, E e F, luz refletida natural; C,
Luz transmitida com condensador e polarizadores cruzados.
O minério disseminado é restrito ao envelope sericítico que afeta os riolitos do
Depósito do Papagaio. Esse setor é representado eminentemente por pirita, que ocorre
como cristais euédricos a subédricos de granulação fina a média, disseminados na rocha
ou preenchendo planos de fraturas, de modo que por vezes chegam a formar veios
maciços e agregados do sulfeto (Fig 6).
54
Figura 6 – Pirita associada ao minério disseminado. (A) Pirita disseminada na rocha afetada
por alteração sericítica; (B) Veios e Agregados de pirita preenchendo fraturas na rocha
hospedeira.
Nas rochas mineralizadas do Depósito do Papagaio o ouro não foi observado em
microscópio petrográfico, embora teores entre 0,5 a 2703,90 ppb tenham sidos reportados
em resultados de geoquímica (Tab. 1). Isso sugere que o ouro esteja associado
preferencialmente como micro inclusões na pirita e na calcopirita. Além do ouro foram
encontrados valores interessantes, mesmo como ocorrência, de outros metais preciosos
associados ao Depósito do Papagaio, como baixos valores de prata (0,50 a 13,10 ppm) e
molibdênio (2,00 a 2,40 ppm), valores intermediários de cobre (1,50 a 395,50 ppm) e
valores significativos de chumbo (4,80 a 1.153,00 ppm) e zinco (8,00 a 801,00 ppm).
55
Tabela 1 – Valores dos teores de metais preciosos
Au
(ppb)
PG-008
PG-014
PG-012B
PG-042
PG-019
PG-038
0,50
BJN-122
1,30
PG-029
1,30
BJN-101
1,40
PG-031R
2,10
BJN-81
2,60
BJN-66
2,90
PG-012
3,20
BJN-99
3,30
BJN-11-B
3,40
BJN 07 B
5,10
PG-031H
39,40
PG-018R
50,20
BJN 11 A 1641,70
PG-018V 2058,10
PG-012 2483,30
BJN 07 A 2703,90
Amostra
Ag
(ppm)
0,05
0,10
0,05
0,05
0,05
0,05
0,05
0,05
0,10
0,05
0,05
0,30
0,05
0,05
0,10
0,70
0,20
1,80
13,10
7,90
7,50
Cu
(ppm)
10,70
6,00
10,20
3,00
7,90
7,20
4,10
4,10
3,00
7,80
1,50
2,80
66,70
3,40
12,60
15,90
50,90
4,50
117,40
395,50
89,40
62,90
Mo
(ppm)
0,90
0,80
0,80
1,00
0,90
0,90
1,00
1,00
1,00
1,70
0,20
0,30
0,50
0,20
1,10
0,60
2,40
0,70
2,00
0,50
1,00
2,00
Pb
(ppm)
23,90
10,20
9,10
10,40
9,40
20,50
19,50
19,50
12,00
20,60
4,80
17,10
19,40
15,30
231,50
16,30
1153,00
10,40
749,40
347,40
633,60
522,40
Zn
(ppm)
189,00
56,00
107,00
75,00
58,00
85,00
47,00
50,00
13,00
84,00
8,00
88,00
153,00
54,00
125,00
111,00
73,00
21,00
34,00
67,00
801,00
199,00
INCLUSÕES FLUIDAS Com o objetivo de distinguir a natureza dos fluidos
responsáveis pela precipitação do minério aurífero do Depósito do Papagaio, o estudo de
inclusões fluidas (IFs) foi realizado tanto em amostras do sistema de veios estéreis quanto
do sistema de veios mineralizados.
Os veios da área do Depósito do Papagaio apresentam espessura geralmente
inferior a 10 cm e situam-se especialmente orientados para NE com mergulho subvertical
e/ou sistemas de stockworks, similar a diversos outros sistemas venulares descritos no
setor leste da província (Paes de Barros 2007; Assis 2011).
De acordo com os critérios de Bodnar (2003), foram identificados, com base no
número de fases observadas à temperatura ambiente (25°C), três grupos principais de
inclusões fluidas. Em termos composicionais, as IFs foram agrupadas do seguinte modo:
(i) Tipo I: inclusões aquosas bifásicas (L + V); (ii) Tipo II: inclusões aquosas tri- à
multifásicas (L + V + S), que em virtude da similaridade entre os índices de refração
desta com o cristal de quartzo hospedeiro, possivelmente correspondam a cristais de
56
saturação de halita; (iii) Tipo III: inclusões aquo-carbônicas, com ocorrências restritas de
sais. Embora em menor proporção, também são observadas inclusões fluidas
monofásicas,
possivelmente
preenchidas
por
H2O
líquida,
que
ocorrem
concomitantemente com os grupos do tipo I e II. Inclusões fluidas carbônicas também
ocorrem de forma subordinada dentro do grupo III.
Os veios estéreis são eminentemente formados por quartzo de dimensões
regulares e granulação muito grossa. Os fluidos são representados principalmente por
inclusões do tipo I e em menores proporções pelo tipo II. O primeiro tipo ocorre com
heterogeneidade quanto à forma (hexagonais a sub-arredondadas) e homogeneidade nas
dimensões (~25,0 µm), com raros casos de inclusões com extensões superiores a 50,0
µm. O preenchimento da fase vapor é constante e de baixo grau (~15%) (Fig. 7C). As
inclusões ocorrem principalmente como um arranjo planar denso (Fig. 7A) e
subordinadamente
como
trilhas
pseudo-secundárias,
secundárias
tardias
ou
individualmente isoladas (Fig. 7B). As inclusões do tipo II são primárias e ocorrem
como nuvens isoladas (Fig. 7B), eminentemente tri-fásicas, que a exemplo do caso
anterior, também exibem variações quanto a forma (hexagonais a sub-arredondadas),
porém com homogeneidade quanto ao tamanho (~25,0 µm), grau de preenchimento da
fase de vapor (~25%) e do cristal de saturação (~5%), que em decorrência do hábito
cúbico e da similaridade entre o seu índice de refração com o do cristal hospedeiro da
inclusão (quartzo), possivelmente corresponda a halita (Fig. 7D). De modo geral os dois
grupos de inclusões ocorrem em conjunto no cristal, não havendo, portanto, uma
individualização entre os mesmos.
Nos veios mineralizados o quartzo encontra-se associado à pirita + esfalerita +
calcopirita ± covelita, exibe dimensões variadas e granulação média a fina. Os fluidos são
representados por inclusões do tipo I, II e III. Todos os grupos apresentaram formas
variáveis entre arredondadas a irregulares, com dimensões relativamente menores quando
comparadas às inclusões dos veios estéreis, não excedendo, portanto, os 12 µm de
comprimento. O segundo tipo é mais frequente e ocorre concomitantemente com as
inclusões do tipo I, configurando nuvens isoladas ou trilhas secundárias (Fig. 8A).
Ambos os grupos exibem homogeneidade quanto ao grau de preenchimento da fase
volátil (10 a 30%). As inclusões do tipo II podem conter mais de um cristal de saturação,
o qual exibe forma heterogênea por preencher de 2 a 70% do volume total da inclusão,
além de formatos também diversificados, desde cúbico a acicular (Fig. 8B, C, D e E). As
57
inclusões do tipo III são primárias, ocorrem preferencialmente em nuvens isoladas e
raramente coexistem com as do tipo I e II. Porém, quando coexistem, exibem feições de
estrangulamento (necking down) (Fig.8F e G). O grau de preenchimento é bastante
heterogêneo, desde 20 à 90% do volume total da inclusão, com uma moda entre 50 à 70%
(Fig. 9).
Figura 7 – Fotomicrografias mostrando a distribuição e detalhe dos tipos de inclusões fluidas em
veio de quartzo estéril. A) População do tipo I distribuída em arranjo planar. B) Uma
trilha subvertical composta por inclusões do pseudo-secundárias do tipo I corta o centro
da foto e uma trilha de inclusões tardias secundárias do mesmo tipo desloca-se de forma
inclinada; Inclusões primárias isoladas do tipo I (setas); Nuvem de população do Tipo II
(Linha tracejada). C) Detalhe das inclusões do tipo I, apresentando a fase líquida (L) e a
fase volátil (V) preenchendo aproximadamente 15% do volume total. D) Detalhe das
inclusões do tipo II apresentando a fase líquida, a fase volátil e o cristal de saturação
(Halita?).
58
Figura 8 – Fotomicrografias mostrando a distribuição e detalhe dos tipos de inclusões fluidas em
quartzo dos veios mineralizados. A) Inclusões do tipo I e II distribuídas em formas de
nuvens e trilhas secundárias (setas). B) Detalhe das inclusões dos tipos I e II,
apresentando a fase líquida (L), a fase volátil (V) e cristais de saturação (CS). C, D e E)
Variação no tamanho e na quantidade dos cristais de saturação nas inclusões do tipo II.
F) Inclusão do tipo III com aproximadamente 20% de preenchimento em CO2. G)
Inclusão do tipo III com aproximadamente 90% de preenchimento da fase CO2 e feições
de necking down.
59
Figura 9 – Frequência do grau de preenchimento da fase CO2 nas inclusões do tipo III nos veios
mineralizados.
MICROTERMOMETRIA das análises microtermométricas dos diversos grupos de
inclusões fluidas estão sumarizados na Tabela 2.
Tabela 2 – Dados microtermométricos sumarizados para os tipos de inclusões dos veios
estéreis e mineralizados. Temperatura do eutético (Te); Temperatura de fusão do gelo
(Tfg); Temperatura de homogeneização total (TH); Temperatura de dissolução da
hidroalita (Tdhh); Temperatura de fusão do CO2 (TfCO2); Temperatura de dissolução do
clatrato (Tdcl); Temperatura de homogeneização do CO2 (THCO2).
Estéril
Salinidade
Min.
Tipo I
-77,4
-70,6
-32,3
-25,7
135,9
190,3
26,0
(% em peso
eq. NaCl)
Max.
30,2
Te (°C)
Min.
Max.
Tfg (°C)
Min.
Max.
TH (°C)
Min.
Max.
Tdhh (°C)
Min.
Max.
TfCO2 (°C)
Min.
Max.
Tdcl (°C)
Min.
Max.
THCO2 (°C)
Min.
Max.
Mineralizado
Tipo II
-63,8
-41,4
323,2
402,9
40,0
Tipo I
-68,2
-20,4
-22,5
0,0
115,1
216,2
-28,1
-18,2
0,5
Tipo II
-64,9
-28,3
-26,7
-24,4
-
Tipo III
-59,3
-56,2
6,1
8,8
18,9
30,9
2,4
47,8
24,0
-
7,2
60
Nos veios estéreis as inclusões fluidas do tipo I mostram temperatura do ponto
eutético (Te) entre -77,4 a -70,7 °C com uma maior concentração entre -74,0 a -73,0 °C
(Fig. 10A). A temperatura de fusão do gelo (Tfg) varia de -32,3 a -25,7°C,
correspondendo, portanto, a salinidades entre 26,0 e 30,2 em peso equivalente em NaCl
(Fig. 10B). A temperatura de homogeneização total (TH) está compreendida entre 135,9 e
190,3 °C, com moda em 150,0 °C (Fig. 10C). As inclusões fluidas do tipo II
apresentaram temperaturas do eutético (Te) entre -63,8 e -41,4 °C (Fig. 11). Devido a alta
temperatura de dissolução do cristal de saturação (halita?), foi possível obter apenas três
medidas referentes ao parâmetro, os quais estão compreendidos entre 323,2 e 402,9 °C,
conferindo uma elevada salinidade ao grupo: de 40,0 a 47,7% peso equivalente em NaCl.
61
Figura 10 – Histogramas de dados microtermométricos das inclusões do tipo I nos veios estéreis:
(A) Temperatura do eutético (Te); (B) Salinidade (% em peso equivalente de NaCl); (C)
Temperatura de homogeneização total (TH).
62
Figura 11 – Histrograma de frequência da temperatura do ponto eutético (Te) das inclusões do
tipo II em quartzo proveniente dos veios estéreis.
Nos veios mineralizados as inclusões do tipo I exibem dois padrões de
temperaturas para o ponto eutético: (i) um entre -68,2 e -58,9 °C e (ii) um segundo, mais
representativo (89,5 % dos casos ), entre -43,5 a -20,4 °C, com uma moda em 35,0 °C
(Fig. 12 A). Houve em alguns cristais a formação de hidrohalita, da qual obteve-se
temperaturas de dissolução de entre -28,1 a -18,2°C. A Tfg oscilou desde -22,5 até 0°C, o
que consequentemente demonstra baixos a moderados valores de salinidade, entre 0,5 a
24,0 % em peso equivalente em NaCl (Fig. 12 B). A Tht total varia de 115,1 a 216,2°C
(Fig. 12 C).
A variação nas dimensões aliadas a elevada quantidade de cristais de saturação
(aprisionamento acidental) nas inclusões do tipo II dos veios mineralizados não permitem
confiabilidade quanto aos dados microtermométricos obtidos e, portanto, impossibilita
estimativas confiáveis dos reais parâmetros físico-químicos deste fluido.
63
Figura 12 – Histogramas de frequência dos dados microtermométricos relacionados às inclusões
do tipo I descritas nos veios mineralizados: (A) Temperatura do ponto eutético (Te); (B)
Salinidade (% equivalente em peso de NaCl); (C) Temperatura da homogeneização total
da inclusão (TH).
64
A temperatura de fusão da fase carbônica (TfCO2) das inclusões do tipo III variou
de -59,2 a -56,2 °C, porém, com maior concentração dos valores entre -56,6 a -56,4 °C
(Fig. 13 A). Essas temperaturas indicam que a fase volátil dessas inclusões é constituída
apenas por CO2, sem apresentarem adição de outros voláteis, a exemplo do N2 e/ou CH4,
os quais provocariam um abaixamento do ponto triplo do CO2 (-56,6°C). Houve a
nucleação de clatrato durante o resfriamento das inclusões, o qual exibe temperaturas de
dissolução entre 6,1 a 8,8°C, representativas, portanto, de baixas salinidades: 2,4% a
7,2% em peso equivalente de NaCl (Fig. 13 B). A homogeneização do CO2
predominantemente para a fase líquida (86,5% dos casos) ocorreu no intervalo de 18,9 a
30,9 °C, com visível moda em torno dos 29,0 °C (Fig. 13 C). Não foi possível obter as
temperaturas de homogeneização total para esse grupo de inclusões, visto que as mesmas
apresentaram crepitação a partir dos 325 °C.
65
Figura 13 - Histogramas de frequência dos dados microtermométricos relacionados às inclusões
do tipo III dos veios mineralizados: (A) Fusão do CO2; (B) Salinidade em % em peso de
NaCl; (C) Temperatura de homogeneização do CO2.
66
DISCUSSÕES E CONCLUSÕES O Depósito do Papagaio esta hospedado em riolitos
porfiríticos compostos principalmente por feldspato alcalino, quartzo, plagioclásio e
biotita que são afetados por um padrão de alterações hidrotermais semelhante a ulteriores
depósitos estudados no setor leste da Província Aurífera de Alta Floresta, a exemplo do
Depósito do Francisco (Assis, 2011), Depósito do Luizão (Paes de Barros, 2007),
Depósito do Pombo (Biondi et al. 2006 e 2007; Biondi, 2009) entre vários outros em que
a alteração sericítica corresponde ao halo hidrotermal de maior teor disseminado dos
depósitos, associada a uma alteração potássica, mais velha, e propilítica, mais nova, com
abrangência regional. Não foi constatada alteração sódica afetando as rochas da região do
garimpo, como pode ser observada no depósito do Pé Quente (Assis, 2011) e no Garimpo
do Edu (Silva & Abram, 2008).
Os teores de metais preciosos mostram que o ouro do depósito está associado
principalmente ao chumbo + zinco ± cobre, com baixas relações com prata e molibdênio.
No estudo dos fluidos dos veios estéreis foi encontrado, eminentemente, um
regime de fluidos salinos, o qual é representado por dois tipos principais de inclusões
fluidas: (i) inclusões aquosas bifásicas e (ii) aquosas trifásicas. O gráfico de salinidade
versus temperatura de homogeneização total (Fig. 14) evidencia que fluidos trifásicos
hipersalinos de alta temperatura (Tipo II), provavelmente de origem magmática, teriam
interagido com fluidos salinos (origem indefinida), porém com temperatura e salinidade
relativamente inferiores (Tipo I) ao primeiro. Em adicional, esse regime de fluidos
salinos não mostra qualquer relação de interação com os fluidos espacial e geneticamente
relacionados com as zonas mineralizadas.
67
Figura 14 – Correlação entre temperatura de homogeneização total das inclusões (TH) e
salinidade (% em peso equivalente de NaCl), para as inclusões descritas nos veios estéril e
mineralizado do Depósito do Papagaio.
Nos veios mineralizados, três tipos principais de inclusões foram encontradas: (i)
aquosas bifásicas; (ii) aquosas trifásicas e (iii) aquo-carbônicas. O primeiro grupo
apresenta ampla variação na quantidade (tri- a polifásicas) e no tamanho dos cristais de
saturação, possivelmente devido ao aprisionamento acidental, o que descarta a
possibilidade de tratamento de dados microtermométricos. As inclusões do tipo I e III
comprovam a existência de ao menos dois tipos de fluidos, o primeiro, aquo-carbônico
(Tipo III), de alta temperatura e baixa salinidade, com grande variação no grau de
preenchimento do CO2 (imiscibilidade?), possivelmente proveniente de zonas de
transição entre profundidades mesotermais/plutônicas e de ambiente do tipo pórfiro
(>5km) (Baker, 2002). O segundo, um fluido aquoso de menor temperatura e salinidade
(Tipo I), de origem ainda desconhecida (Fig. 14). Estes dois tipos de fluidos podem ter se
interagido e por consequência ter mudado fatores físico-químicos. Este processo de
mistura dos fluidos pode ter sido responsável pela precipitação do minério. Nesse
contexto, a colocação de corpos sub-vulcânicos teria sido essencial na gênese da
mineralização aurífera do Papagaio, pois teria servido como fonte de calor, fluido e
metais para a instalação de um sistema magmático-hidrotermal local.
68
Texturas do tipo doença da calcopirita mostram que os minerais de minério se
cristalizaram em temperaturas entre 200° a 400° e descartam a possibilidade de um
depósito do tipo Mississippi Valley e a formação de esfalerita através de fluídos
metamórficos (Barton & Bethke 1987).
Estruturas como foliação, sigmoides de cavalgamento, falhas e fraturas observadas
por Quaresma & Hatanaka (2011) mostram que as rochas encaixantes do Depósito do
Papagaio foram afetadas por uma deformação rúptil progressiva. Silva & Abram (2008)
também inferem uma grande zona de falha para NE que passa ao sul do Depósito do
Papagaio, interpretada através de dados aeromagnéticos. Entretanto o estudo das
inclusões fluidas mostram elevadas salinidades e presença de CO2 com poucas
impurezas, o que caracteriza estes fluídos como uma mistura magmática / meteórica,
assim como a doença da calcopirita indica que possivelmente a esfalerita é originária de
fluidos magmáticos. Texturas como stockworks, drusiformes e do tipo pente, encontradas
nos veios do depósito, caracterizam um ambiente raso sem compressão significativa.
Deste modo pode-se concluir que o metamorfismo progressivo encontrado na região não
colaborou com fluídos para a mineralização, onde a concordância do sentido dos veios
com as estruturas regionais seria decorrente do plano de fraqueza que canalizou os fluídos
mineralizantes em uma direção preferencial.
Considerando que o Depósito do Papagaio é predominantemente aurífero e
encontra-se em ambiente de arco (Larcerda Filho et al., 2004; Souza et al., 2005; Silva &
Abram, 2008), o posicionamento dos veios ocorreu em profundidades moderadas a rasas
da crosta (2-5 km) e esta hospedado em rochas sub-vulcâncias ácidas com grandes halos
de alteração hidrotermal provindos por colaboração de fluidos magmáticos, pode-se
concluir que o trata-se de um depósito do tipo Ouro Pórfiro (Sinclair, 2007; Sillitoe,
2010; Pirajno, 1992; Seedorff et al., 2005, 2007).
A formação de magnetita como fase acessória é um indicativo de que os fluidos
mineralizantes são oriundos de um magma relativamente oxidado, o que de acordo com
Pirajno (2009) justifica os baixos teores de molibdênio que foram encontrados para um
depósito do tipo pórfiro.
Considerando o Depósito do Papagaio como do tipo pórfiro, implica-se em um
ambiente de arco-magmático ativo. Barros et al. (2009) classificam o Granito Teles Pires
como pós-colisional, gerado após a cessação do período de subducção Ventuari-Tapajós.
Isto contesta o fato de que o depósito estudado esteja inserido na Suíte Intrusiva Teles
Pires, como proposto por Lacerda Filho et al. (2004) e Souza et al. (2005).
69
AGRADECIMENTOS Os autores agradecem ao Professor Roberto Xavier e o IGUnicamp pelo auxílio na aquisição e interpretação de dados de Inclusões Fluidas.
Também agradecem a Capes pelo Procad 68/2010 n° 23038.000675/2010-15.
REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS
Assis R.R. 2011. Depósitos auríferos associados ao magmatismo granítico do setor leste da Província de
Alta Floresta (MT), Craton Amazônico: tipologia das mineralizações, modelos genéticos e implicações
prospectivas. Dissertação de Mestrado, Instituto de Geociências, Universidade Estadual de Campinas,
428p.
Bakker R.J. & Jansen B.H. 2002. Experimental post-entrapment water loss from synthetic CO2-H2O
inclusions in natural quartz. Geochim Cosmochim. Acta, 55: 2215-2230.
Barros, M. A. S.; Chemale Jr., F.; Nardi, L. V. S.; Lima, E. F. Paleoproterozoic bimodal post-collisional
magmatism in the southwestern Amazonian Craton, Mato Grosso, Brazil: Geochemistry and isotopic
evidence.Journal of South American Earth Sciences , v. 27, p. 11-23, 2009.
Barton, P.B., Jr. & Bethke, P.M. (1987)
epidemiology. Amer. Mineral., 72, 451-67.
Chalcopyrite disease
in
sphalerite:
pathology
and
Biondi J.C., Franke N.D., Carvalho P.R., Villanova S.N. 2006. Mineralogia e química do minério de Au-Cu
(Bi) do depósito Pombo (Terra Nova do Norte – MT). Rev. Brasil. de Geociências, 36(4):603-622.
Biondi J.C., Franke N.D., Carvalho P.R., Villanova S.N. 2007. Petrografia e petroquímica das zonas de
alteração hipogênicas do depósito de Au-Cu (Bi) Pombo, Terra Nova do Norte (MT). Rev. Brasil. de
Geociências, 37(1):129-147.
Biondi J. C. 2009. Condições de gênese do depósito de Au-Cu (Bi) Pombo (Terra Nova do Norte – MT)
estimadas com microtermometria de inclusões fluidas e termometria de clorita. Rev. Brasil. de
Geociências, 39(2): 213-229.
Bodnar R. J. 2003. Introduction to fluid inclusions. In: SAMSON, Iain; ANDERSON, Alan &
MARSHALL, Dan (eds.) Fluid Inclusions: Analysis and interpretation, Canada, pp.: 1-53
Lacerda Filho J. V.; Abreu Filho W.; Valente R. C.; Oliveira C. C.; Albuquerque M. C. 2004. Geologia e
Recursos Minerais do Estado de Mato Grosso, Programa de Geologia do Brasil, CPRM, Cuiabá, 220p.
Miguel Jr E. 2011. Controle Estrutural das mineralizações auríferas e idades U-Pb das rochas encaixantes
ao longo do Lineamento Peru-Trairão: Província Aurífera de Alta Floresta, Mato Grosso. Qualificação Dissertação de Mestrado, Instituto de Geociências, Universidade Estadual de Campinas, 41p.
Nagase T. & Kojima S. 1997. An SEM examination of the chalcopyrite disease texture and its genetic
implications. Mineralogical Magazine, 61-89
Paes de Barros A.J. 2007. Granitos da região de Peixoto de Azevedo – Novo Mundo e mineralizações
auríferas relacionadas – Província Aurífera Alta Floresta (MT). Tese de Doutorado, Instituto de
Geociências, Universidade Estadual de Campinas, Campinas, 154p.
Pinho, M. A. S. 2002. Proposta De Nova Terminologia Estratigráfica Para Rochas Vulcano-Plutônicas
Paleoproterozóicas Do Norte Do Estado De Mato Grosso, Porção Ocidental Sul Do Cráton Amazônico;
Revista Brasileira de Geociências 32(1):153-156
Pirajno F. 1992. Hydrothermal mineral deposits. Principles and fundamental concepts for the exploration
geologists. Berlin, Springer-Verlag, 709 p.
70
Pirajno, F. 2009. Hydrothermal Processes and Mineral Systems, Geological Survey of Western Australia,
Springer Science Business Media B., 1250 p
Quaresma, G. S. 2011 & Hatanaka, T. G. T. 2011 - Mapeamento Litoestrutural e Geoquímica do garimpo
Papagaio, Província Aurífera Alta Floresta. Trabalho de Conclusão de Curso, Universidade Federal de
Mato Grosso 95p.
Ruiz A.S. 2005. Evolução Geológica do Sudoeste do Cráton Amazônico Região Limítrofe Brasil-BolíviaMato Grosso. UNESP. Rio Claro, SP. Tese de Doutoramento, 260p.
Santos J.O.S. 2000. Os terrenos Paleoproterozóicos da Província do Tapajós e as mineralizações de ouro
associadas. Tese de Doutorado, Universidade Federal do Rio Grande do Sul, Porto Alegre, v.1, 208 p.
Santos J.O.S. 2006. A compartimentação do Cráton Amazonas em províncias: avanços ocorridos no
período 2000 – 2006. In: Simpósio de Geologia da Amazônia, 9, Belém, Anais, SBG Núcleo Norte,
CD-ROM.
Seedorff E., Dilles J.H., Proffett Jr J.M., Einaudi M.T., Zurcher L., Stavast W.J.A., Johnson D.A., Barton
M.D. 2005. Porphyry deposits: characteristics and origin of hypogene feautures. Economic
Geology 110tg Anniversary volume, p. 251-298.
Seedorff E., Bartib M.D., Stavast W.J.A., Maher D.J. 2008. Root zones of porphyry systems: extending the
porphyry model to depth. Economic Geology, 103:939–956.
Sillitoe R.H. 2010. Porphyry Copper Systems. Economic Geology, 105: 3–41
Silva M.G. & Abram M.B. 2008. Projeto metalogenia da Província Aurífera Juruena-Teles Pires, Mato
Grosso. Goiânia, Serviço Geológico Brasileiro, CPRM, 212p.
Sinclair W.D. 2007. Porphyry deposits. In: Goodfellow, W.D. (ed.). Mineral Deposits of Canada: A
Synthesis of Major Deposit-Types, District Metallogeny, the Evolution of Geological Provinces, and
Exploration Methods. Geological Association of Canada, Mineral Deposits Division, Special
Publication No. 5, p. 223-243.
Souza J.P., Frasca A.A.S., Oliveira C.C. 2005. Geologia e Recursos Minerais da Província Mineral de Alta
Floresta. Relatório Integrado. Brasília, Serviço Geológico Brasileiro, CPRM, 164p.
Tassinari C.C.G. & Macambira M.J.B. 1999. Geochronological Provinces of the Amazonian Craton.
Episodes, 22(3):174-182.
71
9.CONSIDERAÇÕESFINAIS
De acordo com as conclusões feitas no capítulo anterior, o Depósito do Papagaio
se assemelha aos depósitos do tipo pórfiro existentes na PAAF, hospedados em rochas
sub-vulcânicas ácidas de composição riolítica, com um padrão de alterações hidrotermais
formados consecutivamente por potássica, sericítica, sílica e propilítica que pode ser
representada pelo rebaixamento do log [(mKCl+K+)/(mHCl+H+)], seguido do
decréscimo da temperatura do sistema (Fig. 9.1). Se for tomado como base o modelo de
padrões de alteração hidrotermal proposto por Sillitoe (2010) para os depósitos do tipo
pórfiro, pode-se considerar uma boa preservação do corpo mineralizado do Depósito do
Papagaio (Fig. 9.2).
Figura 9.1 - Diagrama de fase para o sistema K2O-Al2O3-SiO2-H2O-KCl-HCl (para PH2O = 1
kbar), do log (mKCl+K+)/(mHCl+H+) em função da temperatura, em que se observa a
trajetória evolutiva e simplificada do sistema hidrotermal do Depósito do Papagaio (seta
em azul). Diagrama extraído de Seedorff et al., (2005).
72
Figura 9.2 – Modelo de padrões de alteração hidrotermal de um depósito do tipo Pórfiro
(modificado de Sillitoe, 2010). Círculo em amarelo representa a possível localização do
depósito do papagaio.
O minério de alto teor se associa com a alteração sílica confinado dentro dos veios
de quartzo, enquanto que a alteração sericítica se relaciona ao minério de baixo teor
disseminado nas rochas.
Assis (2011) questiona um potencial da Suíte Intrusiva Teles Pires em hospedar
mineralizações auríferas com metais base associados, porém restritas aos seus corpos
epizonais. Contudo, até o devido momento não se tem conhecimento de mineralizações
associadas ao magmatismo Teles Pires em depósitos classificados como do tipo pórfiro.
Levando isto em consideração e também o fato de que os riolitos que hospedam o
depósito correspondem a rochas sub-alcalinas, de alto potássio, metaluminosas a
peraluminosas, associadas a granitos do tipo I de arcos vulcânicos em margens
continentais ativas, pode-se afirmar que o Depósito do Papagaio esta inserido na Suíte
Intrusiva Colíder, como sugerido por Silva & Abram (2008). Isto descarta a possibilidade
de a unidade hospedeira da mineralização corresponder a Suíte Intrusiva Teles Pires,
73
como sugerido por Lacerda Filho et al. (2004), Souza et al. (2005) e Quaresma &
Hatanaka (2011), pois o minério não esta associado a granitos do tipo-A.
As idades U-Pb encontradas em zircão nas rochas hospedeiras do Depósito do
Papagaio de 1782,8 ± 8,2 e 1781,4 ± 7,5 são similares às idades propostas por Souza et
al. (2005) para a Suíte Colíder, o que corrobora esta unidade como hospedeira do
depósito. Deste modo, os estudos levantados nesse trabalho condizem com o quadro
evolutivo das unidades litoestratigráficas da PAAF proposto por Silva & Abram (2008)
(Tab. 9.1), podendo assim afirmar gênese do depósito esta associada a subducção do
Arco Magmático Juruena.
Os fluidos mineralizantes são eminentemente originados de uma mistura
magmática e meteórica. Porém, pode-se afirmar que os fluidos dos veios estéreis também
tiveram contribuição magmática, devido à alta salinidade (> 40% em peso eq. NaCl) e
temperatura (> 323,2 °C) das inclusões do tipo II. Contudo, a ausência de mineralização
questiona sua relação com o Depósito do Papagaio. Desta forma é plausível associar estes
fluidos a outro evento magmático, provavelmente mais jovem do que o que gerou o
minério. Neste caso é possível relacionar estes fluidos a alguma intrusão proximal do
Granito Teles Pires, mesmo que não tenha sido evidenciada em campo.
A falta de estruturas de estrangulamento nas inclusões fluidas dos veios estéreis,
como evidenciado nos veios mineralizados, é outro fator que leva a interpretação de dois
eventos distintos de colocação de fluidos.
74
Tabela 9.1 - Quadro evolutivo e síntese das principais características litogeoquímicas, geocronológicas e
isotópicas das unidades litoestratigráficas descritas na região de Alta Floresta. Modificado de Silva &
Abram (2008).
75
10.REFERÊNCIASBIBLIOGRÁFICAS
Almeida F.F.M. 2004, Geologia do Continente Sul Americano: Evolução da Obra de Fernando Marques de
Almeida. Organizadores: Virginia Mantesso-Neto, Andre Bartoreli, Celso Dal Ré Carneiro,
Benjamin Bley de Brito-Neves. 647p. São Paulo.
Assis R.R. 2011. Depósitos auríferos associados ao magmatismo granítico do setor leste da Província de
Alta Floresta (MT), Craton Amazônico: tipologia das mineralizações, modelos genéticos e
implicações prospectivas. Dissertação de Mestrado, Instituto de Geociências, Universidade
Estadual de Campinas, 428p
Bakker R.J. & Jansen B.H. 2002. Experimental post-entrapment water loss from synthetic CO2-H2O
inclusions in natural quartz. Geochim Cosmochim. Acta, 55: 2215-2230.
Barros, M. A. S.; Chemale Jr., F.; Nardi, L. V. S.; Lima, E. F. Paleoproterozoic bimodal post-collisional
magmatism in the southwestern Amazonian Craton, Mato Grosso, Brazil: Geochemistry and isotopic
evidence.Journal of South American Earth Sciences , v. 27, p. 11-23, 2009.
Barton, P.B., Jr. & Bethke, P.M. (1987)
epidemiology. Amer. Mineral., 72, 451-67.
Chalcopyrite disease
in
sphalerite:
pathology
and
Biondi J.C., Franke N.D., Carvalho P.R., Villanova S.N. 2006. Mineralogia e química do minério de Au-Cu
(Bi) do depósito Pombo (Terra Nova do Norte – MT). Rev. Brasil. de Geociências, 36(4):603-622.
Biondi J.C., Franke N.D., Carvalho P.R., Villanova S.N. 2007. Petrografia e petroquímica das zonas de
alteração hipogênicas do depósito de Au-Cu (Bi) Pombo, Terra Nova do Norte (MT). Rev. Brasil. de
Geociências, 37(1):129-147.
Biondi J. C. 2009. Condições de gênese do depósito de Au-Cu (Bi) Pombo (Terra Nova do Norte – MT)
estimadas com microtermometria de inclusões fluidas e termometria de clorita. Rev. Brasil. de
Geociências, 39(2): 213-229.
Bodnar R. J. 2003. Introduction to fluid inclusions. In: SAMSON, Iain; ANDERSON, Alan &
MARSHALL, Dan (eds.) Fluid Inclusions: Analysis and interpretation, Canada, pp.: 1-53
Champion D.C. & Heinemann M.A. 1994. Igneous rocks of northern Queensland: 1:500,000 map and
explanatory notes. Austral. Geol. Surv. Organization Record 1994/11.
Chappell B.W. & White A.J.R. 2001. Two contrasting granite types: 25 years later. Australian Journal of
Earth Sciences, 48:489-499.
Cobbing J. 2000. Characteristics of granite typologies. In: Cobbing J. (ed.). The geology and mapping
granite batholiths. Springer, New York, 147p.
Cox K.G., Bell J.D., Pankhurst R.J. 1979. The interpretation of igneous rocks. George, Allen and Unwin,
London.
Cox R.A., Dempster T.J., Bell B.R., Rogers G. 1996. Crystallization of the Shap Granite: Evidence from
zoned Kfeldspar megacrysts: Geological Society [London] Journal, 153:625–635.
De la Roche, H., Leterrier, J., Grandclaude, P. & Marchal, M. (1980). A classification of volcanic and
plutonic rocks using R1,R2-diagrams and major element analysis—its relationships with current
nomenclature. Chemical Geology 29, 183–210.
76
Gorton M.P. & Schandl E.S. 2000. From continents to island arcs: a geochemical index of tectonic setting
for arcrelated and within-plate felsic to intermediate volcanic rocks. The Canadian Mineralogist,
vol. 38, pp. 1065-1073.
Irvine T.N. & Baragar W.R. A. 1971. A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks.
Can. J. Earth Sci., 8: 523-546.
Klein E.L, Almeida M.E, Vasquez M.L, Bahia R. B. C., Santos M. L. E. & Ferreira A.L. 2001. Geologia e
recursos minerais da Província Mineral do Tapajós. Folhas Vila Mamãe Anã (SB.21-V-D),
Jacareacanga (SB.21-Y-B), Caracol (SB.21-X-X), Vila Riozinho (SB.21-Z-A)e Rio Novo
(SB.21-Z-C). Estados do Pará e Amazonas. Escala 1:500.000. Brasília, CPRM/DIEDIG/DEPAT,
81 pp.
Lacerda Filho J. V.; Abreu Filho W.; Valente R. C.; Oliveira C. C.; Albuquerque M. C. 2004. Geologia e
Recursos Minerais do Estado de Mato Grosso, Programa de Geologia do Brasil, CPRM, Cuiabá,
220p.
Maniar, P.D. & Piccoli, P.M. 1989. Tectonic Discrimination of Granitoids. Geological Society of America
Bulletin, 101: 635-643.
Miguel Jr E. 2011. Controle Estrutural das mineralizações auríferas e idades U-Pb das rochas encaixantes
ao longo do Lineamento Peru-Trairão: Província Aurífera de Alta Floresta, Mato Grosso. Qualificação Dissertação de Mestrado, Instituto de Geociências, Universidade Estadual de Campinas, 41p.
Moore J.G. & Sisson T.W. 2008. Igneous phenocrystic origin of K-feldspar megacrysts in granitic rocks
from the Sierra Nevada batholith. Geosphere, 4(2):387-400.
Moreton L.C. & Martins E.G. 2005. Geologia e Recursos Minerais de Alta Floresta. Vila Guarita. Escala
1:250.000. Brasília, Serviço Geológico do Brasil, CPRM, 68 p.
Moura, M.A. O, 1998; Maciço Granítico Matupá e o Depósito de Ouro Serrinha (MT): Petrologia,
Alteração Hidrotermal e Metalogenia. 238 f. Tese (Doutorado)-Instituto de Geociências,
Universidade de Brasília, Brasília.
Nagase T. & Kojima S. 1997. An SEM examination of the chalcopyrite disease texture and its genetic
implications. Mineralogical Magazine, 61-89
Nakamura, N. 1977 Determination of REE, Ba Fe, Mg, Na e K in carbonaceous and ordinary chondrites,
Geochemica and Cosmochemica Acta. 38: 757-775.
Paes de Barros A.J. 2007. Granitos da região de Peixoto de Azevedo – Novo Mundo e mineralizações
auríferas relacionadas – Província Aurífera Alta Floresta (MT). Tese de Doutorado, Instituto de
Geociências, Universidade Estadual de Campinas, Campinas, 154p.
Pearce J.A. 1996. Souces and setting of granitic rocks. Episodes, 19(4):120-125.
Pearce J.A.; Harris N.B.W.; Tindle A.G. 1984. Trace element discrimination diagrams for the tectonic
interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology, 25: 956-983.
Peccerillo, A. and Taylor, R.S. 1976. Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the
Kastamonu area, northern Turkey. Contributions to Mineralogy an Petrology, 58:63-81.
77
Pinho, M. A. S. B. 2002; Proposta De Nova Terminologia Estratigráfica Para Rochas Vulcano-Plutônicas
Paleoproterozóicas Do Norte Do Estado De Mato Grosso, Porção Ocidental Sul Do Cráton
Amazônico; Revista Brasileira de Geociências 32(1):153-156
Pinho M.A.S.B., Chemale-Jr F., Van Schumus W.R., Pinho F.E.C. 2003. U-Pb and Sm-Nd evidence for
1.76-1.77 Ga magmatism in the Moriru region, Mato Grosso, Brazil: implications for province
boundaries in the SW Amazon Craton. Precambrian Research, 126(1) 1-25.
Pirajno F. 1992. Hydrothermal mineral deposits. Principles and fundamental concepts for the exploration
geologists. Berlin, Springer-Verlag, 709 p.
Pirajno, F. 2009. Hydrothermal Processes and Mineral Systems, Geological Survey of Western Australia,
Springer Science Business Media B., 1250 p
Quaresma, G. S. 2011 & Hatanaka, T. G. T. 2011 - Mapeamento Litoestrutural e Geoquímica do garimpo
Papagaio, Província Aurífera Alta Floresta. Trabalho de Conclusão de Curso, Universidade
Federal de Mato Grosso 95p.
Ruiz A.S. 2005. Evolução Geológica do Sudoeste do Cráton Amazônico Região Limítrofe Brasil-BolíviaMato Grosso. UNESP. Rio Claro, SP. Tese de Doutoramento, 260p.
Saes G.S. & Leite J.A.D. 2003. Geocronologia Pb/Pb de zircões detríticos e análise estratigráfica das
coberturas sedimentares proterozóicas do Sudoeste do Cráton Amazônico. Geologia USP Série
Científica, Revista do Instituto de Geociênicas, USP, São Paulo, 3:113-127.
Santos J.O.S. 2000. Os terrenos Paleoproterozóicos da Província do Tapajós e as mineralizações de ouro
associadas. Tese de Doutorado, Universidade Federal do Rio Grande do Sul, Porto Alegre, v.1,
208 p.
Santos J.O.S., Hartmann L.A., Gaudette H.E., Groves D.I., McNaughton N.J., Fletcher I.R., 2000, A new
understanding of the Provinces of the Amazon Craton based on integration of field mapping an
U-Pb and Sm-Nd geochronology. Gondwana Research, 3(4): 453-488.
Seedorff E., Dilles J.H., Proffett Jr J.M., Einaudi M.T., Zurcher L., Stavast W.J.A., Johnson D.A., Barton
M.D. 2005. Porphyry deposits: characteristics and origin of hypogene feautures. Economic
Geology 110tg Anniversary volume, p. 251-298.
Seedorff E., Bartib M.D., Stavast W.J.A., Maher D.J. 2008. Root zones of porphyry systems: extending the
porphyry model to depth. Economic Geology, 103:939–956.
Siivola J. & Schmid R. 2007. Liste of mineral abbreviations. UGS Subcommission on the Systematics of
Metamorphic Rocks.
Sillitoe R.H. 2010. Porphyry Copper Systems. Economic Geology, 105: 3–41
Silva, G.H. et al. In: BRASIL.Departamento Nacional da Produção Mineral. Projeto Radambrasil. Folha
SC.21 Juruena: geologia, geomorfologia, pedologia, vegetação e uso potencial da terra. Rio de
Janeiro: DNPM, 1980. p. 21-116. (Levantamento de Recursos Naturais, 20).
Silva M.G. & Abram M.B. 2008. Projeto metalogenia da Província Aurífera Juruena-Teles Pires, Mato
Grosso. Goiânia, Serviço Geológico Brasileiro, CPRM, 212p.
78
Sinclair W.D. 2007. Porphyry deposits. In: Goodfellow, W.D. (ed.). Mineral Deposits of Canada: A
Synthesis of Major Deposit-Types, District Metallogeny, the Evolution of Geological Provinces,
and Exploration Methods. Geological Association of Canada, Mineral Deposits Division, Special
Publication No. 5, p. 223-243.
Souza J.P., Frasca A.A.S., Oliveira C.C. 2005. Geologia e Recursos Minerais da Província Mineral de Alta
Floresta. Relatório Integrado. Brasília, Serviço Geológico Brasileiro, CPRM, 164p.
Sun S. & McDonough W.F. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for
mantle composition and processes. In: Saunders A.D. & Norry M. J (Eds.) Magmatism in Ocean
Basins, Geol. Society. (42) 313-345.
Tassinari C.C.G., Cordani U.G., Nutman A.P., Van Schmus W.R., Bettencourt J.S., Taylor P.N. 1996.
Geochonological systematics on basement rocks from the Rio Negro-Juruena Province (Amazon
Craton), and tectonic implications. Inst. Geol. Rev., 38(2):161-175.
Tassinari C.C.G. & Macambira M.J.B. 1999. Geochronological Provinces of the Amazonian Craton.
Episodes, 22(3):174-182.
Tassinari, C.C.G., Bettencourt, J.S., Geraldes, M.C., Macambira, M.J.B. & Lafon, J.M. 2000. The
Amazonian Craton. In: Cordani, U.G., Milani, E.J., Thomaz-Filho A. & Campos, D.A. (eds.).
Tectonic Evolution of South America. Rio de Janeiro, p. 41 – 95.
Tassinari, C.G.C., Macambira, M.J.B. 2004. A evolução tectônica do Cráton Amazônico. In: Geologia do
continente sul-americano: evolução da obra de Fernando Flávio Marques de Almeida. Org. NetoMantesso, V., Bartorelli, A, Carneiro, C. D. R., Brito-Neves, B.B. de B., p. 471-486.
Whalen J. B., Currie K.L., Chappell B.W. 1987. A-type granites: geochemical characteristics,
discrimination and petrogenesis. Contributions to Mineralogy and Petrology, 95: 407-419.
79
11.ANEXOS
80
01- Tabela de coordenadas dos pontos de campo.
Ponto
PG001
PG002
PG003
PG004
PG005
PG006
PG007
PG008
PG009
PG010
PG011
PG012
PG013
PG014
PG015
PG016
PG017
PG018
PG019
PG020
PG021
PG022
PG023
PG024
PG025
PG026
PG027
PG028
PG029
PG030
PG031
PG032
PG033
PG034
PG035
PG036
PG037
PG038
PG039
PG040
PG041
PG042
Norte
-9,33796500000
-9,33829600000
-9,33745700000
-9,33689500000
-9,33664400000
-9,33657100000
-9,33622600000
-9,33659100000
-9,33727700000
-9,33621600000
-9,33521200000
-9,33515400000
-9,33581800000
-9,33603600000
-9,33611300000
-9,33442100000
-9,33200000000
-9,33075200000
-9,34003100000
-9,34023600000
-9,33964100000
-9,33936300000
-9,33921800000
-9,34028700000
-9,34065800000
-9,34110100000
-9,34135500000
-9,34172400000
-9,34266900000
-9,34113800000
-9,34463200000
-9,34618000000
-9,38334000000
-9,37911600000
-9,36472100000
-9,35237600000
-9,34552200000
-9,33929900000
-9,32832400000
-9,32267600000
-9,33519900000
-9,33267500000
Leste
-57,04873800000
-57,04899100000
-57,04860500000
-57,04844800000
-57,04849000000
-57,04845500000
-57,04938000000
-57,04953400000
-57,04971800000
-57,05028600000
-57,05018500000
-57,05098200000
-57,05235800000
-57,05277000000
-57,05306500000
-57,04964300000
-57,04900000000
-57,05065000000
-57,04717900000
-57,04662500000
-57,04586200000
-57,04561000000
-57,04541100000
-57,04456600000
-57,04506200000
-57,04531900000
-57,04553600000
-57,04583200000
-57,04596500000
-57,04580900000
-57,04685500000
-57,04781500000
-57,06349500000
-57,04715300000
-57,05756100000
-57,05805700000
-57,05864400000
-57,06205400000
-57,07373700000
-57,07534500000
-57,04494700000
-57,04609100000
Altitude
241,17470000000
236,84880000000
250,06680000000
251,74900000000
262,32350000000
268,81240000000
284,91430000000
278,42540000000
276,98350000000
280,58840000000
279,62710000000
282,03030000000
278,18510000000
272,65760000000
266,40890000000
252,22970000000
252,22970000000
216,42080000000
247,42310000000
252,95070000000
240,93430000000
235,88730000000
233,00340000000
237,56970000000
246,22160000000
262,08310000000
266,64930000000
263,28480000000
264,00570000000
261,84280000000
194,31080000000
195,75270000000
186,62020000000
202,96240000000
206,32710000000
194,55100000000
189,26390000000
188,06230000000
191,66710000000
178,20870000000
197,19460000000
212,81590000000
81
Dados microtermométricos inclusões tipo I - estéril
Número
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22
23
24
25
26
27
28
29
30
31
32
33
34
35
36
37
38
39
40
41
Amostra
T. Eutético
(°C)
-74,7
-73,8
-73,4
-73,2
PG032E
-74,6
-73,7
-75
-73,3
-73,1
-73,6
-75
-76,6
-73,3
-74
-72,7
-72,9
-75,6
-76
-70,7
-72,7
-73,1
-74,1
-76,1
-75,9
-70,6
-76
-73,9
-75,3
-72,2
-75,9
-74,6
-72,2
-73
-74,7
-73,9
-71,6
-76,4
-76,6
-73,5
-73,9
-76,5
T. Fusão
hh
T. Fusão
Gelo
-28,4
-26,7
-28,4
-28,8
-29,1
-29,7
-28,6
-29
-29,2
-30,3
-28
-28,9
-28
-29,3
-29,3
-29
-28,6
-25,7
-29,4
-29,3
-28,8
-29,6
-26
-29,3
-31,1
-29,2
-28,4
-29,7
-29,6
-29,6
-30,6
-29,5
-29,9
-28,4
-29,5
-28,9
-29,4
-29,5
-30,6
-30,1
-29,6
TH (LV-L)
149,2
137,5
138,9
149,1
138,9
149,1
148,4
150,2
135,9
147
149,8
152,5
149,4
168
151,2
152,1
150,8
151,5
151,4
147,5
150,5
150,5
150,4
151,6
150,6
152,5
151,4
149,1
147,1
150,2
145,1
146,5
190,3
183,6
151,4
151,5
150,2
149,8
148,3
150,8
151,4
Salinidade (%pNaCleq)
27,66085933
26,61829079
27,66085933
27,9082967
28,09468725
28,46994866
27,78443439
28,032473
28,15699002
28,84911874
27,414464
27,97034393
27,414464
28,21938465
28,21938465
28,032473
27,78443439
26,0071903
28,28187449
28,21938465
27,9082967
28,40715315
26,190632
28,21938465
29,36200667
28,15699002
27,66085933
28,46994866
28,40715315
28,40715315
29,04039511
28,34446288
28,59586874
27,66085933
28,34446288
27,97034393
28,28187449
28,34446288
29,04039511
28,72224986
28,40715315
82
42
43
44
45
46
47
48
49
50
51
52
53
54
55
56
57
58
59
60
61
62
63
64
65
66
67
68
69
70
71
72
73
74
75
76
77
78
79
-74,2
-73,2
-74,7
-72,8
-75,3
-75,9
-73,9
-75,5
-74,4
-74
-75,5
-72,1
-73,1
-73,1
-75,5
-73,7
-74
-74,3
-75,8
-76,2
-73,1
-75,4
-76,3
-74,7
-75,4
-76,3
-76,9
-75,2
-72,5
-77,4
-76,2
-74,9
-76,3
-77,2
-73,3
-76
-76,3
-29,5
-29,5
-29,7
-29,4
-29,2
-29,9
-29,8
-31,2
-28,2
-30,8
-30
-28,9
-29,7
-28,8
-29,5
-30,6
-29,3
-30
-29,3
-32,3
-29,5
-29,6
-29,3
-29,5
-30,9
-29,8
-28,6
-29
-28,9
-29,8
-29,4
-29,6
-29,6
-29,9
-31
-28,6
-28,8
-76,1
-29,4
150,7
149,7
150,6
152,4
151,1
150,1
150
138,6
152,2
151,1
152,2
28,34446288
28,34446288
28,46994866
28,28187449
28,15699002
28,59586874
28,53285274
29,4267817
27,53754478
29,16860038
28,659
27,97034393
28,46994866
27,9082967
28,34446288
29,04039511
28,21938465
28,659
28,21938465
30,15051672
28,34446288
28,40715315
28,21938465
28,34446288
29,23291935
28,53285274
27,78443439
28,032473
27,97034393
28,53285274
28,28187449
28,40715315
28,40715315
28,59586874
29,297387
27,78443439
27,9082967
28,28187449
83
Dados microtermométricos inclusões tipo I - minério
Número
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22
23
24
25
26
27
28
29
30
31
32
33
34
35
36
37
38
39
40
41
42
Amostra
PG012
T. Eutético
(°C)
T. Fusão
hh
T. Fusão
Gelo
-38,6
-42,4
-24
-24,3
-19,9
-22,4
-38,2
-43,5
-20,5
-23,6
-10,9
-19
-34,4
-41,5
-34,6
-41,3
-37,2
-33,5
-43,2
-36,9
-33,9
-34,1
-37,7
-38,1
-40,7
-40,2
-35,2
-35
-22,7
-22,7
-22,8
-19,4
-26,6
-23,3
-28,1
-22,1
-25,5
-20,8
-20,6
-23
-18,2
-15,3
-15,9
-15
-13,7
-15,7
-11,6
-22,5
-10,8
-10,4
-10,4
-14,5
-11,7
-8,7
-24,3
-24
-13
-21,2
-4,3
-2,9
-5
-4,8
-5,3
-32,9
-21,4
-34,4
-28,9
TH (LV-L)
189,4
186,3
189,8
189,4
191,7
201,7
185,4
195,2
190,2
191,5
188,5
183,3
191,9
195,8
186,6
188,7
186,4
191
186,1
140,2
Salinidade (%pNaCleq)
22,30785164
23,95456717
14,87192915
21,684263
18,88216039
19,3667592
18,634875
17,52234562
19,2066724
15,56986707
24,01832813
14,77017158
14,35787725
14,35787725
18,21503413
15,66756044
12,50728817
16,893929
23,1779193
6,881027399
4,803862673
7,864625
7,587231744
8,275346489
175
PG021
-29,8
-27,5
-27
-23,4
-20,4
-4
-4,2
-5,9
-7,4
-4,9
-37,1
-32,8
-34,7
-33,2
-34
-33
-62,6
-64
-5,5
-7,8
-3,4
-2,4
-1,2
-3
-0,3
0
143,9
153,6
155,8
156,2
191,9
190,7
194,1
216,2
119,9
124,4
6,448448
6,737579016
9,077794103
10,97731777
7,726288493
8,545620875
11,45919746
5,562940328
4,025107968
2,073314496
4,957239
0,530037039
84
43
44
45
46
47
48
49
50
51
52
53 PG032M
54
55
56
57
-58,9
-68,2
-63,2
-3,3
-1
-3,5
-33,2
-37
-38
-31,6
-36,9
-33,9
-1,5
-1,4
-1,8
-3,5
-35,9
-2
125,6
202,8
196,2
210
151,4
187,1
185,9
189,3
211,4
115,1
119,6
5,412678909
1,736357
5,712431375
2,572429875
2,406896408
3,064040424
5,712431375
3,387656
Dados microtermométricos inclusões tipo II - estéril
Numero Amostra
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12 PG032E
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22
23
Te
-62,8
-42,9
-41,4
-45,1
-56,2
-56
-46,5
-63,8
-46,4
-54,8
-50,5
-52
-43,7
-41,7
-58,2
-57,4
-52
-50
-57,6
-52,8
-58,1
-44,5
-41,4
Tdh
Salinidade (%pNaCleq)
323,2
400,5
40,03184731
47,49570452
402,9
47,75804427
85
Dados microtermométricos inclusões tipo II - minério
Numero Amostra
1
2
3
4
5
6
7
PG012
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20 PG021
21
22
23
24
25
26
27
28
29
30
PG032M
31
32
33
34
35
Te
-38,9
-36,8
-34,8
-36,9
-35
-40,8
-35
-39,2
-34,7
-29,5
-41,8
-37,8
-38,6
-28,3
-30,8
-34,1
-35
-33,7
-35,5
-33,3
-37,3
-64,9
-30,3
-36
-33,4
-38,1
-42,6
-37,5
-39,2
-40
-37
-42,3
-38
-38,5
Tfhh
-24
1,1
-21,7
-25,4
26,7
-26,4
-24,2
-19,9
-23
-22
1,1
-23,6
-20,3
86
Dados microtermométricos inclusões tipo III - Minério
IF
Preenchimento
(%)
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22
23
24
25
26
27
28
29
30
31
32
33
34
35
36
37
60
20
50
60
60
40
80
50
60
60
60
50
50
40
50
40
30
30
50
90
80
80
40
40
40
60
20
90
70
50
90
50
30
60
70
80
70
Fusão
CO2 (°C)
-57,5
-57,8
-59,3
-57,1
-56,9
-56,2
-56,8
-57
-56,6
-56,6
-58,4
-56,3
-56,6
-57,3
-57
-56,4
-56,4
-56,4
-56,2
-56,4
-56,4
-56,4
-56,2
-56,3
-56,4
-56,5
-56,3
-56,5
-56,2
-56,5
-56,7
-56,6
-56,4
-56,4
-56,3
-56,4
-56,5
Clatrato
(°C)
8,6
8,8
6,8
7
6,5
7,3
7,7
6,1
7,2
6,2
7,9
7,8
8,5
7,9
7,7
8,6
7,2
7,1
7,2
7,8
7,9
7,6
8,2
7,9
7,6
Homogeinização L/G
CO2 (°C)
28,3
26,6
27,1
28,8
28
18,9
27,9
29,4
29,3
30,1
30,9
30,6
29,3
29,4
29,2
28,8
28
23,7
30,4
30,2
29,9
30,1
30
29,8
29,7
30,2
29,7
29
28
30,2
29,5
29,6
27,1
30
30,1
29,9
29,8
L
L
L
L
L
L
L
L
L
L
L
G
G
G
L
L
L
L
G
L
L
L
L
L
L
L
L
L
L
G
L
L
L
L
L
L
L
Tipo
Aquo-carbônica
Carbonica
Aquo-carbônica
Aquo-carbônica
Aquo-carbônica
Aquo-carbônica
Aquo-carbônica
Aquo-carbônica
Aquo-carbônica
Aquo-carbônica
Aquo-carbônica
Aquo-carbônica
Aquo-carbônica
Aquo-carbônica
Aquo-carbônica
Carbonica
Carbonica
Carbonica
Aquo-carbônica
Aquo-carbônica
Aquo-carbônica
Aquo-carbônica
Aquo-carbônica
Aquo-carbônica
Aquo-carbônica
Aquo-carbônica
Aquo-carbônica
Aquo-carbônica
Aquo-carbônica
Aquo-carbônica
Aquo-carbônica
Aquo-carbônica
Aquo-carbônica
Aquo-carbônica
Aquo-carbônica
Aquo-carbônica
Aquo-carbônica
% em peso
NaCl
2,7762008
2,3944896
6,0246176
5,6799
6,5343125
5,1553581
4,4418569
7,2003033
5,3312064
7,0352504
4,0789827
4,2609336
2,9654625
4,0789827
4,4418569
2,7762008
5,3312064
5,5060523
5,3312064
4,2609336
4,0789827
4,6217568
3,5269224
4,0789827
4,6217568
87