depósitos de estanho da mina pitinga, estado do amazonas

CAPÍTULO VII
DEPÓSITOS DE ESTANHO DA MINA PITINGA,
ESTADO DO AMAZONAS
HILTON TULIO COSTI
RÉGIS MUNHOZ KRÁS BORGES
ROBERTO DALL’AGNOL
SUMÁRIO
CAPÍTULO VII
DEPÓSITOS DE ESTANHO DA MINA PITINGA, ESTADO DO AMAZONAS
RESUMO.... ................................................................................................................................................................................. 395
ABSTRACT ............................................................................................................................................................................... 396
APRESENTAÇÃO ................................................................................................................................... 397
I.
INTRODUÇÃO .............................................................................................................................. 398
II.
CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL .................................................................................... 399
III.
GEOLOGIA DA MINA PITINGA ................................................................................................. 402
IV.
PETROGRAFIA DE ROCHAS ENCAIXANTES DAS MINERALIZAÇÕES
Localização e Acesso ..................................................................................................................................... 399
Contexto geológico regional ........................................................................................................................... 399
Grupo Iricoumé .............................................................................................................................................. 403
Suíte Madeira ................................................................................................................................................. 403
Granito Madeira ....................................................................................................................................................... 403
Granito Água Boa .................................................................................................................................................... 406
ESTANÍFERAS PRIMÁRIAS .................................................................................................................. 407
Granito Madeira ............................................................................................................................................. 407
Anfibólio-biotita-sienogranito (fácies rapakivi) ...................................................................................................... 407
Aspectos macroscópicos ........................................................................................................................................ 407
Aspectos microscópicos ......................................................................................................................................... 407
Biotita-feldspato alcalino-granito ............................................................................................................................ 408
Aspectos macroscópicos ........................................................................................................................................ 408
Aspectos microscópicos ......................................................................................................................................... 408
Feldspato alcalino-granito hipersolvus porfirítico .................................................................................................. 409
Aspectos macroscópicos ........................................................................................................................................ 409
Aspectos microscópicos ......................................................................................................................................... 409
Feldspato alcalino-granito hipersolvus porfirítico oxidado e/ou epissienitizado ................................................... 409
Feldspato-alcalino granito hipersolvus albitizado, ao longo do contato com o albita-granito .............................. 410
Granito Água Boa .......................................................................................................................................... 410
Anfibólio-biotita-granito (fácies rapakivi) ............................................................................................................... 410
Biotita-granito porfirítico fino ................................................................................................................................. 411
Biotita-granito ......................................................................................................................................................... 411
Topázio-granito porfirítico....................................................................................................................................... 411
Petrografia das rochas encaixantes das mineralizações estaníferas associadas ao
Granito Água Boa .................................................................................................................................................... 411
Encaixantes dos greisens estaníferos da área do Igarapé Guinho-Baixão .............................................................. 411
Encaixantes dos epissienitos sódicos da área do Igarapé Queixada ...................................................................... 412
IV.
PETROGRAFIA DAS MINERALIZAÇÕES ESTANÍFERAS PRIMÁRIAS ........................... 412
VI.
ESTUDOS PETROQUÍMICOS .................................................................................................... 432
Mineralizações estaníferas primárias associadas ao Granito Madeira .......................................................... 413
Aspectos texturais e composicionais do albita-granito de núcleo ......................................................................... 414
Aspectos texturais e composicionais do albita-granito de borda ........................................................................... 418
Transição albita-granito de núcleo - albita-granito de borda .................................................................................. 419
Mineralizações estaníferas primárias associadas ao Granito Água Boa ....................................................... 419
Feições mesoscópicas e macroscópicas dos greisens e epissienitos potássicos .................................................. 420
Aspectos gerais ...................................................................................................................................................... 420
Descrição macroscópica do furo F2 ........................................................................................................................ 420
Descrição macroscópica do furo F21 ...................................................................................................................... 421
Descrição macroscópica do furo F12 ...................................................................................................................... 423
Petrografia dos greisens e epissienitos potássicos ................................................................................................ 425
Greisen 1 (gs1) ......................................................................................................................................................... 425
Greisen 2 (Gs2) ......................................................................................................................................................... 428
Greisen 3 (gs3) e epissienitos potássicos associados ............................................................................................ 428
Epissienitos sódicos associados à fácies biotita-granito ....................................................................................... 430
Descrição macroscópica do furo DH-4 .................................................................................................................... 430
Petrografia microscópica dos epissienitos sódicos e rochas hidrotermalizadas associadas ................................. 431
Caracterização geoquímica do Granito Madeira ............................................................................................ 432
Geoquímica das rochas graníticas encaixantes da mineralização de Sn do Granito Madeira ................................. 432
Caracterização geoquímica do Granito Água Boa ......................................................................................... 436
Características geoquímicas gerais do Granito Água Boa ...................................................................................... 436
Elementos-traço ....................................................................................................................................................... 438
Características geoquímicas das encaixantes das mineralizações estaníferas associadas
ao Granito Água Boa ............................................................................................................................................... 441
Encaixantes dos greisens da área do Igarapé Guinho-Baixão ................................................................................. 441
Encaixantes dos epissienitos sódicos da área do Igarapé Queixada ...................................................................... 442
Caracterização geoquímica da mineralização estanífera primária ................................................................. 444
Albita-granito do Granito Madeira .......................................................................................................................... 444
Elementos maiores ................................................................................................................................................... 444
Elementos-traço ....................................................................................................................................................... 444
Granito Água Boa .................................................................................................................................................... 447
Caracterização geoquímica dos greisens e epissienitos potássicos associados .................................................... 447
Greisen 1 (Gs1) ......................................................................................................................................................... 447
Greisen 3 (Gs3) ......................................................................................................................................................... 452
Caracterização geoquímica dos epissienitos sódicos ............................................................................................. 454
VII. INCLUSÕES FLUIDAS ................................................................................................................. 456
Petrografia das inclusões fluidas .................................................................................................................... 458
Microtermometria e espectroscopia micro-Raman ........................................................................................ 459
Greisen 1 rico em topázio ......................................................................................................................................... 459
Greisen 1 rico em siderofilita .................................................................................................................................... 461
Greisen 2 .................................................................................................................................................................. 462
Greisen 3 rico em fengita ......................................................................................................................................... 464
Greisen 3 rico em clorita .......................................................................................................................................... 465
Epissienito potássico .............................................................................................................................................. 465
Condições de P & T de aprisionamento dos fluidos ............................................................................................... 465
VIII. ISÓTOPOS ESTÁVEIS .................................................................................................................. 467
IX.
MODELOS GENÉTICOS E CRITÉRIOS PROSPECTIVOS DE DEPÓSITOS DE
ESTANHO NA AMAZÔNIA .......................................................................................................... 469
Agradecimentos ............................................................................................................................................. 470
Referências .................................................................................................................................................... 471
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
DEPÓSITOS DE ESTANHO DA MINA PITINGA, ESTADO DO AMAZONAS
HILTON TULIO COSTI1, RÉGIS MUNHOZ KRÁS BORGES2, ROBERTO DALL’AGNOL3
Museu Paraense Emílio Goeldi – Belém (PA) ([email protected])
Universidade Federal do Pará – Campus Sul e Sudeste do Pará – Marabá (PA) ([email protected])
3
Universidade Federal do Pará (UFPA) – Belém (PA) ([email protected])
1
2
RESUMO
Os depósitos de estanho ocorrentes na mina Pitinga estão
associados aos granitos proterozóicos Madeira e Água Boa, integrantes
da Suíte Madeira, intrusivos em rochas vulcânicas do Grupo Iricoumé,
datadas em 1888±3 Ma. Os granitos são classificados geoquimicamente
como tipo A, intraplaca, anorogênicos. No Granito Madeira, a
mineralização primária de Sn relaciona-se com um albita-granito, sua
fácies mais evoluída, enquanto que no Granito Água Boa a mineralização
primária é controlada por greisens micáceos e epissienitos sódicos.
O Granito Madeira é composto por quatro fácies. As fácies precoces são anfibólio-biotita-granito porfirítico metaluminoso, localmente com textura rapakivi, com idade de 1824±2 Ma, e biotitafeldspato alcalino-granito equigranular, peraluminoso, com idade de
1822±2 Ma. As fácies tardias são feldspato alcalino-granito hipersolvus porfirítico, com afinidades peralcalinas e idade de 1818±2 Ma, e
o albita-granito subsolvus. As relações de campo indicam que as duas
últimas fácies foram colocadas simultaneamente e interagiram, admitindo-se para o albita-granito uma idade similar à do granito hipersolvus.
O albita-granito apresenta duas subfácies. A predominante,
denominada albita-granito de núcleo, é de cor acinzentada e peralcalina,
composta essencialmente por albita, quartzo, feldspato potássico e,
subordinadamente, por criolita, zircão, polilitionita, riebeckita,
pirocloro, mica escura rica em Fe, cassiterita e magnetita. As proporções
modais das fases essenciais são aproximadamente equivalentes,
sugerindo a cristalização do albita-granito de núcleo a partir de líquido
de composição cotética ou mínima. O albita-granito de núcleo
transiciona para uma rocha avermelhada, geoquimicamente
peraluminosa, definida como albita-granito de borda, que ocorre ao
longo dos contatos do albita-granito com as rochas encaixantes. O
albita-granito de borda é formado essencialmente por quartzo,
feldspato potássico e albita, contendo, ainda, fluorita, zircão, clorita,
cassiterita, hematita e columbita. As proporções modais das fases
essenciais são mais variáveis que no albita-granito de núcleo,
observando-se crescimento no conteúdo de quartzo e redução no de
albita. O albita-granito de borda é interpretado como originado por
autometassomatismo da fácies de núcleo, que teve a sua mineralogia
peralcalina desestabilizada e substituída por ação de fluidos residuais.
O albita-granito de núcleo apresenta teores muito elevados de
Na2O, F, Sn, Nb, Zr, U, Th, Zn, Li e Rb, além de teores muito baixos
ou nulos de CaO, MgO, TiO2, P2O5, Ba e Sr. Os valores extremos das
razões K/Rb e Rb/Sr refletem o grau de fracionamento muito avançado
do líquido a partir do qual o albita-granito cristalizou. Os padrões de
distribuição dos ETR são muito similares no albita-granito de núcleo
e de borda e ambos apresentam baixíssimas razões LaN/YbN. Os padrões
de ETR se dispõem internamente em tetrads, indicando que os
mecanismos de fracionamento e distribuição foram controlados por
processos similares aos ocorrentes em sistemas graníticos muito
evoluídos. As características petrográficas e geoquímicas revelam forte
influência do F durante a evolução magmática do albita-granito. A
fácies albita-granito tem grande importância metalogenética por conter
mineralizações de Sn, Nb e Ta, atualmente em processo de lavra.
No Granito Água Boa a fácies precoce é anfibólio-biotita-feldspato
alcalino-granito metaluminoso, localmente com textura rapakivi,
seguido, na ordem de colocação, por biotita-granito porfirítico, biotitagranito equigranular a seriado, ambos metaluminosos a peraluminosos,
e topázio-granito porfirítico peraluminoso.
As mineralizações de Sn (cassiterita) do Granito Água Boa são de
três tipos: em quartzo greisens alojados em falhas (pouco expressivo);
em siderofilita-topázio-greisens e clorita-fengita-greisens; em corpos
lenticulares de epissienitos sódicos em zonas metassomaticamente
alteradas da fácies biotita-granito. Os dois últimos tipos são
expressivos.
Na borda oeste do Granito Água Boa ocorrem três tipos de greisens
estaníferos associados espacialmente à fácies granito rapakivi: greisen
1 (Gs1), constituído principalmente por quartzo, topázio, siderofilita
marrom e esfalerita; greisen 2 (Gs2), constituído essencialmente por
quartzo, fluorita e fengita, com quantidades subordinadas de siderofilita
verde; greisen 3 (Gs3), formado essencialmente por quartzo, fengita e
clorita. Além disso, associado ao Gs3, ocorre um epissienito potássico,
formado pela dessilicificação do granito rapakivi. Apesar de suas
diferenças composicionais e petrográficas, os greisens e epissienitos
potássicos se formaram a partir do mesmo protólito.
Os greisens são resultantes de diferentes processos de interação
entre três fluidos principais: (1) fluido aquo-carbônico de baixa
salinidade, rico em F, com temperaturas iniciais entre 400° e 350°C,
presente durante a formação de Gs1 e Gs2; (2) fluido aquoso de baixa
salinidade, e temperatura ao redor de 300°C, que, ao longo de um
processo contínuo de salinização, gera fluido residual de salinidade
moderada a alta, com temperaturas entre 200° e 100°C, presente
durante a formação de Gs3 e no estágio de silicificação do epissienito
potássico; (3) fluido aquoso de baixa salinidade, com temperaturas
entre 200° e 150°C, que interagiu com os outros dois fluidos,
contribuindo, em diferentes graus, para a formação de praticamente
todas as rochas hidrotermais. Os dois primeiros fluidos aparentemente
têm origem ortomagmática, enquanto o último tem características de
fluido superficial (meteórico?). Além destes, considera-se que o fluido
responsável pelo estágio inicial do processo de epissienitização não
ficou registrado nas amostras estudadas. Os fluidos foram aprisionados
em condições de pressão ao redor de 1 kbar, compatíveis com níveis
crustais rasos, como admitido para os granitos estaníferos de Pitinga.
No Gs1, a diminuição da atividade do F e o aumento da ƒO2
durante o resfriamento, causaram mudanças químicas nos fluidos, e a
conseqüente diferenciação entre uma zona rica em topázio, nas porções
mais internas dos condutos/fraturas, e uma zona rica em siderofilita
(ZS), mais próxima do granito encaixante. O Gs2 foi formado sob
condições mais oxidantes e por fluidos mais pobres em F do que
aqueles aprisionados em ZS. A geração de cavidades de dissolução
durante a epissienitização aumentou a permeabilidade das rochas
alteradas, propiciando o aumento das razões fluido-rocha no sítio de
formação do epissienito potássico e Gs3. A interação dos fluidos
aquosos com os feldspatos do epissienito potássico, durante a
formação do Gs3, causou aumento contínuo na sua salinidade.
Sugere-se que os greisens foram formados pela interação entre,
pelo menos, três fluidos de origem aparentemente independente, a
395
Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas
partir do mesmo protólito granítico, em condições de crosta rasa. As
variações nas condições de ƒO2, atividade de F e salinidade, durante o
resfriamento do sistema hidrotermal, foram responsáveis pela precipitação de cassiterita e sulfetos nos greisens, e pelo enriquecimento
em Sn e S durante a greisenização tardia dos epissienitos potássicos.
Os epissienitos sódicos portadores de cassiterita estão associados
à fácies biotita-granito. São rochas com baixo teor modal de quartzo,
formadas por alteração metassomática do biotita-granito encaixante.
São formados, em linhas gerais, através dos seguintes estágios: (a)
albitização de feldspato potássico; (b) formação de cavidades através
da dissolução de quartzo magmático; (c) preenchimento das cavidades
por albita, clorita, fengita, cassiterita; (d) deposição de quartzo tardio
e cassiterita em espaços restantes. Os granitos estaníferos do cráton
Amazônico mostram razões Rb/Sr elevadas (> 10), porém nos
epissienitos sódicos de Pitinga esta razão é muito baixa.
Os depósitos estaníferos do cráton Amazônico são relacionados a
granitos muito fracionados, com altos teores de F e associações
litológicas similares as das suites de granitos rapakivi. Agrupam-se
em três tipos principais: associados a fácies tardias de maciços
rapakiviticos, ricos em F, paraluminosos, redutores, com greisens,
venulações e stockworks associados; relacionados a epissienitos, em
zonas descontínuas e volumes baixos; em albita-granitos peralcalinos,
excepcionalmente ricos em F, oxidantes, com Sn, Nb (Ta), F, Zr e Li.
Os principais critérios sugeridos para a prospecção de depósitos
estaníferos no cráton Amazônico são: a) seleção regional de áreas com
ocorrência de granitos tipo A sem deformação expressiva, rasos e
subvulcânicos; b) por serem enriquecidos em K, U e Th, esses granitos
podem formar anomalias radiométricas e, portanto, serem delimitados
por sensoriamento remoto e gamaespectometria aérea; c) identificação
de fácies geoquimicamente mais evoluídas por indicadores geoquímicos
(alto F, altas razões Rb/Sr e Rb/Ba e baixas razões Zr/Rb e K/Rb); d)
priorização de áreas com alterações hidrotermais intensas
(greisenização, albitização ou epissienitização).
ABSTRACT
The mineral deposits of the Pitinga mine are related to the
Proterozoic A-type, intraplate, anorogenic Madeira and Água Boa
granites of the Madeira Suite. Both are intrusive in the 1888±3 Ma
old acid volcanic rocks of the Iricoumé Group. Primary tin
mineralization in the Madeira Granite is contained in evolved, late
albite granite facies. Primary tin mineralization in the Água Boa pluton
is related to greisens and sodic episyenites of hydrothermal origin.
The Madeira Granite is composed of four facies, the emplacement
sequence of which was inferred from field relationships. The early
facies is 1824±2 Ma old, porphyritic, metaluminous amphibole-biotite
syenogranite, which locally shows rapakivi texture. It is followed by
1822±2 Ma old, equigranular, peraluminous alkali feldspar-biotite
granite. The two late facies are 1818±2 Ma old porphyritic,
hypersolvus, alkali feldspar granite and subsolvus albite granite.
Contact relationships indicate that the magmas forming these two
late phases coexisted during emplacement, implying that albite granite
and hypersolvus granite have similar ages.
The albite granite displays core and border sub-facies. The
dominant, gray, peralkaline core facies is composed essentially of
albite, quartz, and K-feldspar, accompanied by cryolite, zircon,
polylithionite, riebeckite, Li-Fe mica, cassiterite, pyrochlore and
magnetite. Modal proportions of essential phases are similar,
suggesting a magmatic origin for the core albite granite and a cotectic
or near minimum composition for its melt. Other features indicating a
magmatic origin for the core albite granite are: (1) common occurrence
of microscopic snowball textures; (2) petrographic and geochemical
homogeneous character; (3) local presence of associated rocks with
fluidal or pegmatitic textures. The core albite granite is transitional to
a reddish, peraluminous border sub-facies, found along the contacts
of the albite granite with the earlier facies of the Madeira Granite. The
border albite granite is composed of albite, quartz, and K-feldspar,
with subordinate fluorite, zircon, chlorite, cassiterite, hematite, and
columbite. Modal contents of essential phases are more variable in
the border sub-facies that have higher quartz and lower albite compared
with the core sub-facies. The border albite granite was originated by
autometasomatic alteration of the core sub-facies. Fluids involved in
this process had a strongly oxidizing character and destabilized the
peralkaline mineralogy of the core albite granite as evidenced by the
replacement of cryolite, micas, pyrochlore, and riebeckite.
The core albite granite shows very high contents of Na2O, F, Sn,
Nb, Zr, U, Th, Zn, Li, and Rb, and low CaO, MgO, TiO2, P2O5, Ba,
and Sr. K/Rb and Rb/Sr ratios display extreme values, demonstrating
advanced fractionation of the magma that originated the albite granite.
The gullwing-shaped REE patterns and very low La N/YbN ratios
indicate strong influence of F during magmatic evolution. REE are
disposed as M-type tetrads, showing that fractionation mechanisms
and distribution of the REE’s were controlled by processes similar to
those observed in rare metal bearing, evolved granite systems. The
albite granite facies is of main metallogenic importance, since it contains
the exploited Sn, Nb, and Ta mineralization of the Pitinga Province.
The early facies in the Água Boa pluton is metaluminous
amphibole-biotite granite, locally with rapakivi texture. It is followed
by a meta- to peraluminous porphyritic biotite granite, an equigranular
to seriated biotite granite, and a late peraluminous topaz granite.
Theree main styles of mineralization are found in the Água Boa
pluton: cassiterite in quartz greisens that fills fractures and faults
(low potential); cassiterite associated with siderophylite topaz greisens
and chlorite phengite greisens; associated with lenticular shaped bodies
of sodic episyenites along hydrothermal altered zones in biotite granite.
The two former types are more relevant.
Three tin greisen types were characterized in the western border
of Água Boa pluton associated with the rapakivi granite facies: greisen
1 (Gs1), composed mainly of quartz, topaz, brown siderophyllite,
and sphalerite; greisen 2 (Gs2), composed of quartz, fluorite, and
phengite, with minor green siderophyllite; greisen 3 (Gs3), composed
essentially of quartz, phengite, and chlorite. Besides these rocks,
potassic episyenite (KEpS) was identified associated with Gs3. In
spite of the compositional and petrographic differences, all
hydrothermal rocks derived from the same protholith, hornblendebiotite-alkali feldspar granite to syenogranite.
The greisens were formed by different interaction processes
between three main fluids: (1) low salinity, F-rich, aquo-carbonic
fluid, with initial temperatures between 400° - 350°C, present during
Gs1 and Gs2 formation; (2) low salinity aqueous fluid, with
temperature around 300°C, which, during progressively increasing
salinity, originated a moderate to high salinity residual fluid, with
temperatures between 200° and 100°C, present during Gs3 formation
and silicification stage of KEpS; (3) low salinity aqueous fluid, with
temperatures between 200° and 150°C, which interacted with the
other two fluids in different proportions, contributing to the formation
of the three greisen types. An orthomagmatic origin is admitted for
the first two fluids of relatively high temperature. The low
temperature later fluid has characteristics of a near surface fluid,
probably of meteoric origin. The fluid responsible for the initial stage
of episyenitization was not recorded in the studied samples. Fluids
were trapped under pressure conditions around 1 kbar, corresponding
to shallow, epizonal conditions, similar to those admitted for the tin
granites from Pitinga.
Fluid chemical changes in Gs1 were caused by F activity decrease
and ƒO2 increase during cooling. These changes originated also the
differentiation between a topaz-rich zone (TZ) in the inner portions
of fratures/conduits, and a siderophyllite-rich zone (SZ), near the
altered granite. Gs2 was formed in relatively more oxidizing conditions
by F-poorer fluids than those trapped in SZ. Dissolution cavities
396
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
generated during episyenitization increased permeability of the altered
rocks, leaving place for high fluid/rock ratios in the potassic episyenite
and Gs3 sites. Interaction between aqueous fluid and potassic
episyenite feldspar, during Gs3 formation, caused continuous salinity
increase. A phengite–rich zone was formed in the early stages of this
interaction, at higher temperatures, while a chlorite-rich zone was
originated by more cold and saline, residual fluid. The latter was
trapped also in quartz filling cavities in the potassic episyenite during
the later silicification stage.
We conclude that greisens and potassic episyenites resulted from
interaction between at least three fluids of apparently independent
origin and the same protholith, at shallow crustal conditions. ƒO2, F
activity, and salinity variations during the hydrothermal system
cooling, and the contrast in fluid/rock ratios caused by permeability
differences, were very important factors for greisen differentiation.
The cassiterite-bearing sodic episyenites are associated with
biotite granite facies. These rocks have low modal quartz content and
are formed by metasomatic alteration of the biotite granite wallrock.
The sodic episyenites are formed by: (a) albitization of K-feldspar;
(b) vug formation by dissolution of magmatic quartz; (c) vug filling
by albite, chlorite, phengitic muscovite, cassiterite ± fluorite ± Kfeldspar; and (d) deposition of late quartz ± cassiterite in remaining
cavities.
Tin deposits of the Amazonian craton are related to fractionated,
high-F granites similar to those of the rapakivi series. Three main tin
mineralization styles are identified: tin deposits related with F-rich,
peraluminous, reduced, late facies of rapakivi massifs, with associated
greisens, veins and stockworks; low volumes, discontinuous tin
deposits related with episyenites; and high content, large volume,
disseminated cassiterite in F-rich, oxidized, peralkaline albite granite,
with Nb (Ta), F, Zr, and Li.
The suggested criteria to the prospection of tin deposits in the
Amazonian craton are: a) selection of areas with predominance of
undeformed, subvolcanic, shallow level A-type granites; b) these
granites are K-, U-, and Th-rich and display radiometric anomalies
that can be detected by remote sensors and airborne
gamaespectrometry; c) the identification of geochemical evolved facies
as shown by their contents in F, high Rb/Sr and Rb/Ba, and low Zr/Rb
and K/Rb ratios; d) focusing in areas with strong hydrothermal
alteration (greisenization, albitization or episyenitization)
APRESENTAÇÃO
5. Estudos petrográficos – descrição e interpretação
textural e mineralógica dos litotipos mapeados e
de amostras de minério e zonas de alteração hidrotermal, objetivando a identificação de suas paragêneses;
6. Análises químicas e interpretações petrológicas –
análises químicas dos principais litotipos dos depósitos, objetivando subsidiar a interpretação de ambiente geotectônico. Análises químicas em amostras de zonas de alteração hidrotermal e encaixantes imediatas para definição da natureza da
alteração;
7. Análises de Minerais - análise de minerais de minério por meio de microssonda eletrônica;
8. Determinações geocronológicas – determinação
da idade das rochas encaixantes dos depósitos;
9. Estudos de inclusões fluidas - definição e descrição das características dos tipos de fluidos, objetivando definir as suas relações temporais com eventos mineralizantes;
10. Estudos de isótopos estáveis – determinação da
composição isotópica dos litotipos encaixantes e
dos corpos mineralizados visando definir a provável fonte das soluções mineralizadoras e processos envolvidos.
11. Integração e interpretação de dados – Integração e interpretação dos dados geológicos compilados e sugestão de modelos genéticos e prospectivos.
Para a execução dessas etapas, a equipe do projeto
contou com a inestimável participação dos seguintes colaboradores:
Prof. Artur César Bastos Neto (Instituto de Geociências – UFRGS): seleção de minerais para análises de
isótopos estáveis;
O principal objetivo do projeto “Caracterização de
Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia”,
realizado através do Convênio de Cooperação Técnica
firmado entre o Departamento Nacional da Produção
Mineral – DNPM, e a Agência para o Desenvolvimento
da Indústria Mineral Brasileira – ADIMB, é o estudo detalhado de dez distritos mineiros da Amazônia Brasileira,
buscando a definição de modelos genéticos para subsidiar o entendimento dos controles, condições e idade de
sua formação. O segundo passo é a sugestão de modelos
prospectivos que permitam levantar as características dos
ambientes de formação de cada depósito, com vistas a
subsidiar a exploração em outras regiões da Amazônia.
Os recursos financeiros para a execução do projeto são
oriundos do Fundo Setorial CT-Mineral, vinculado à FINEP, do Departamento Nacional da Produção Mineral e
de empresas associadas à ADIMB.
A mineralização estanífera da Província Pitinga, no
estado do Amazonas, foi um dos alvos selecionados para
esse projeto. A metodologia utilizada para alcançar os
objetivos propostos compreendeu as seguintes etapas:
1. Compilação de dados – compilação das informações geológicas existentes sobre o distrito;
2. Integração Regional – elaboração de carta em
escala 1:100.000, centrada no distrito;
3. Mapeamento geológico – mapeamento geológico
na escala 1:25.000, em área centrada no depósito
mais significativo do distrito;
4. Estudo dos corpos de minério - levantamento dos
corpos de minério, encaixantes imediatas e zonas
de alteração hidrotermal, com vistas ao estabelecimento dos controles estratigráficos, litológicos e
estruturais locais;
397
Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas
Prof. Candido Augusto Veloso Moura (Centro de
Geociências – UFPA): geocronologia Pb-Pb em zircão;
Prof. Carlos Eduardo de Mesquita Barros (Centro
de Geociências – UFPA): mapeamento geológico e interpretação de dados de geologia estrutural;
Prof. Cláudio Nery Lamarão (Centro de Geociências – UFPA): microscopia eletrônica de varredura em fases de minério;
Geol. José Maximino T. M. Ferron (Mineração
Taboca – Pitinga): mapeamento geológico, apoio logístico
e informações sobre dados de sondagem rotativa;
Dr. Kazuo Fuzikawa (Centro de Desenvolvimento
de Tecnologia Nuclear – CNEN): inclusões fluidas e espectroscopia micro-Raman; participação na interpretação
dos dados obtidos;
Dr. Kurt Kyser (Dep. Geological Sci. & Geological
Eng., Queen’s University – Canadá): determinação de
isótopos estáveis;
Dr. Michel Pichavant (Institut des Sciences de la
Terre d’Orléans, França): análises químicas em amostras
de rocha e minérios; participação na interpretação dos
resultados geoquímicos e seu significado petrológico;
Prof. O. Tapani Rämö (Department of Geology, University of Helsinki, Finlândia): análises químicas em amostras de rocha, determinação de isótopos radiogênicos e
colaboração na interpretação de resultados geoquímicos;
Prof. Raimundo Netuno Nobre Villas (Centro de
Geociências – UFPA): inclusões fluidas e interpretação
de seus resultados.
I. INTRODUÇÃO
Até o início dos anos 70, o conhecimento geológico
sobre a região compreendida entre a borda norte da Bacia Paleozóica do Amazonas, a região montanhosa ao longo da fronteira com as Guianas e Venezuela e o sul do
então Território Federal de Roraima era apenas incipiente. O acesso a essa vasta região era ainda mais difícil à
época e os levantamentos regionais disponíveis eram em
escala 1:500.000 ou menores (Santos et al., 1974), ou
limitavam-se a reconhecimentos geológicos ao longo dos
cursos fluviais principais (Forman, 1969; Ramgrab &
Damião, 1970).
Com a implementação do Projeto RADAMBRASIL,
que disponibilizou o imageamento por radar de toda a
Amazônia brasileira, os projetos de mapeamento geológico tiveram um importante incremento qualitativo, pois as
bases cartográficas passaram a cobrir toda a região, em
escala compatível com trabalhos de reconhecimento. A
abertura das rodovias federais BR-174, ligando Manaus,
no Amazonas, a Boa Vista, em Roraima, e BR-210, denominada Perimetral Norte, facilitaram igualmente o aces-
so a regiões que, de outro modo, somente seriam alcançadas por via aérea ou longos deslocamentos fluviais.
A região onde se localiza a mina Pitinga permaneceu
praticamente desconhecida até a metade dos anos 70,
sendo alvo de alguns poucos trabalhos de reconhecimento geológico (Mandetta et al., 1974). As primeiras evidências da ocorrência de cassiterita em depósitos aluviais da região de Pitinga foram obtidas por Veiga Jr. et al.
(1979), durante mapeamento geológico do pluton granítico denominado Água Boa, localizado aproximadamente
20 km a oeste do Rio Pitinga. Parte da área foi requerida
para pesquisa junto ao Departamento Nacional da Produção Mineral pela CPRM e outra parte por uma subsidiária da empresa Paranapanema S.A., que imediatamente
iniciou os trabalhos de mapeamento geológico de detalhe,
follow-up e amostragem de sedimentos de corrente nas
imediações e sobre o Granito Água Boa. Os primeiros
resultados foram bastante promissores e a pesquisa geológica foi continuada, verificando-se que a mineralização
primária em Sn era associada a zonas fraturadas no granito, preenchidas por greisens.
Em 1981 foi aberta uma pista de pouso capaz de receber aviões tipo C-47, que trouxeram partes desmontadas
de uma pequena planta de concentração gravimétrica.
Em 1982, com a montagem desta planta, foi iniciada a
lavra experimental dos depósitos aluvionares do Granito
Água Boa, com toda a produção sendo escoada via aérea.
Em meados de 1982 foi iniciada a abertura de uma
estrada ligando Pitinga à BR-174, a oeste. Durante as
obras de construção da estrada foram encontrados novos
depósitos aluvionares de cassiterita, ainda mais ricos do
que os do Granito Água Boa, associados a outro pluton,
esse de menor expressão topográfica, denominado Granito Madeira. A descoberta fez com que a Paranapanema S.A. intensificasse os trabalhos de prospecção geológica em toda a região. O mapeamento geológico foi detalhado e as malhas de amostragem de solo e sedimentos
de corrente foram ampliadas, buscando-se a fonte da
mineralização de Sn no Granito Madeira. A pesquisa intensiva levou à descoberta de um albita-granito com altos
teores de Sn, definido geologicamente como a fácies mais
evoluída do Granito Madeira. A implantação da lavra aluvionar neste setor, caracterizado por teores de Sn da ordem de dezenas de quilos por metro cúbico de minério,
tornou Pitinga a maior mina de estanho do Brasil, ultrapassando as tradicionais minas produtoras de Sn de Rondônia. Com o avanço da pesquisa, esta mesma fácies revelou também importantes concentrações de criolita
(Na3AlF6), tanto disseminada na rocha quanto em veios e
bolsões maciços.
398
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Uma das particularidades do depósito é a de sua descoberta ser devida exclusivamente a trabalhos de mapeamento geológico. Ao contrário do que ocorreu nos principais depósitos de Sn de Rondônia ou do sul Pará, bem
como na maioria dos depósitos de Au em toda a Amazônia brasileira, em nenhum de seus estágios de pesquisa e
desenvolvimento houve a participação de garimpeiros.
II. CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL
Localização e acesso
A mina Pitinga localiza-se no estado do Amazonas,
aproximadamente 300 km a norte de Manaus (Figura 1).
Suas coordenadas centrais são 0º45' S e 60º00' W, compreendendo partes das folhas SA.20-X-B-VI (setor NE
da folha Manaus) e SA.21-V-A-IV (setor NW da folha
Santarém).
O principal meio de acesso é pela rodovia BR-174,
que liga Manaus, no estado do Amazonas, a Boa Vista,
no estado de Roraima. Pitinga conta também com um
aeroporto capaz de receber aviões de porte médio.
Contexto geológico regional
Os primeiros levantamentos geológicos sistemáticos
das folhas SA.20 e SA.21, em escala 1:1.000.000, foram
publicados por Lourenço et al. (1978) e Araújo et al.
(1976), respectivamente. Devido à escala do trabalho,
esses autores distinguiram apenas duas grandes unidades
paleoproterozóicas, separadas em Complexo Guianense
(que englobava rochas granitóides indiferenciadas e rochas metamórficas) e Grupo Uatumã, onde enquadraram
todas as ocorrências de rochas vulcânicas, além de granitos considerados como contemporâneos a elas.
Os primeiros trabalhos em escala 1:100.000 da região
foram apresentados por Araújo Neto & Moreira (1976,
folhas SA.20-X-D-III e VI) e Veiga Jr. et al. (1979, folhas SA.21-V-A-IV, V e VI e SA.21-V-C-I e II). Estes
autores cartografaram as principais unidades litológicas,
caracterizando petrográfica e geoquimicamente rochas
granitóides consideradas como mais antigas que as vulcânicas do Grupo Uatumã, as próprias rochas vulcânicas
e também unidades graníticas consideradas por eles como
contemporâneas ou mais jovens do que as vulcânicas.
Trabalhos posteriores, em escala 1:250.000, publicados
por Costi et al. (1984, folha NA.21-Y-C e parte da folha
NA.21-Y-A) e Jorge João et al. (1984, folha SA.21-VB), complementaram o quadro geológico regional. Os trabalhos geológicos em escala regional somente foram retomados a partir de 1994, com o mapeamento geológico,
em escala 1:500.000, da região sul do estado de Roraima,
a norte de Pitinga (Faria et al., 2000).
Figura 1 – Mapa de localização e acesso da Mina Pitinga
A mina Pitinga enquadra-se tectonicamente na porção sul do Escudo das Guianas, parte integrante do cráton Amazônico (Almeida et al., 1981; Gibbs & Barron,
1983). Nos modelos de províncias tectono-geocronológicas, a região de Pitinga situa-se no limite entre as Províncias Amazônia Central, a leste, e Parima-Tapajós (Santos
et al., 2000) ou Ventuari-Tapajós (Tassinari & Macambira, 1999), a oeste. Todavia, a geometria e constituição
dessas províncias, bem como a posição dos seus limites,
ainda são algo especulativos. Não existe ainda um estudo
sistemático sobre seu embasamento e os limites entre as
províncias oscilam em função das concepções dos autores e na medida em que novas determinações geocronológicas ou isotópicas são obtidas.
Embora muitos autores tenham admitido aprioristicamente que a formação da região se deu essencialmente
no Arqueano (Hasui et al., 1984; Teixeira et al., 1989),
não se tem até o momento qualquer indicação concreta,
em termos geocronológicos e isotópicos, de que efetivamente houve expressiva formação de crosta durante o
Arqueano, não só na região em questão, como também
no Estado de Roraima e na região do Alto Rio Negro
(Gaudette & Olszewski, 1985, Gaudette et al., 1996;
Dall’Agnol & Macambira, 1992; Sato & Tassinari, 1997;
Dall’Agnol et al., 1999a). Os dados geocronológicos disponíveis apontam para uma evolução da região iniciando
no Paleoproterozóico, relacionada ao ciclo Transamazônico (2.100 ± 100 Ma), e se estendendo até o Mesoproterozóico. O contexto tectônico em que se deu a formação
das rochas mais antigas da região ainda é pouco conhecido, da mesma forma que o papel desempenhado na evolução regional pelo Cinturão Guiana Central, situado a
norte da região de Pitinga.
Esses aspectos são enfatizados para mostrar que as
hipóteses relativas ao contexto tectônico das diferentes
unidades graníticas, incluindo-se aí aquelas estudadas no
399
Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas
presente trabalho, permanecem ainda bastante especulativas e devem ser consideradas com a devida reserva.
Em termos estratigráficos, pelo seu significado histórico, merece ser mencionada a classificação proposta por
Santos (1982) para os granitos da porção sul do Escudo
das Guianas. Este autor distinguiu três grandes grupos de
associações granitóides: (1) granitóides considerados como
mais antigos do que o Grupo Uatumã (pré-Uatumã), representados pela Suíte Água Branca e tipos correlatos;
(2) granitos contemporâneos e associados ao vulcanismo
Uatumã (sin-Uatumã), correspondendo à Suíte Mapuera; (3) granitos mais jovens que o magmatismo Uatumã e
coberturas sedimentares de plataforma tipo Roraima (pósUatumã), correlacionados ao Granito rapakivi Parguaza
(datado em 1545 ± 20 Ma Ga; Gaudette et al., 1978), e,
na concepção de Santos (1982), representados na região
em estudo pela Suíte Abonari. A classificação foi criada
com base nos projetos de mapeamento executados pelo
convênio DNPM/CPRM na região, apoiada em dados
geocronológicos Rb-Sr. Recentemente, com a difusão de
técnicas analíticas mais acuradas e menos suscetíveis à
influência de processos pós-magmáticos, esta proposição
tem sido amplamente revista.
Com base nos trabalhos mais recentes, a unidade estratigráfica considerada como a mais antiga da região é
denominada Complexo Anauá, composto principalmente
por metatonalitos, metadioritos e metagranitos (Faria et
al., 2000). São granitóides isótropos, gnaisses, granulitos
e milonitos derivados de rochas graníticas, com idade UPb em zircão de 2028 ±9 Ma (Faria et al., 2002).
A unidade seguinte compreende uma série de granitóides cálcio-alcalinos, metaluminosos a peraluminosos.
Nos trabalhos pioneiros estas rochas eram agrupadas sob
a denominação de Granodiorito Água Branca (Araújo Neto
& Moreira, 1976), ou Adamelito Água Branca (Veiga Jr.
et al., 1979), com idades Rb-Sr entre 1951 (Santos &
Reis Neto, 1982) e 1910 ± 47 Ma (Jorge João et al., 1985b).
Todo este conjunto de rochas foi redefinido posteriormente
como Suíte Intrusiva Água Branca (Oliveira et al., 1996),
com idades 207Pb/206Pb por evaporação em monocristal
de zircão entre 1960 ± 21 e 1938 ± 37 Ma (Almeida et
al., 1997). A seguir, Faria et al. (1999), em mapeamento
realizado no SE de Roraima, em região próxima de Pitinga, propuseram separar os termos peraluminosos da Suíte Intrusiva Água Branca em uma nova unidade, denominada Granito Igarapé Azul, supostamente afim de granitos tipo S e ocorrendo em corpos batolíticos, passíveis de
representação na escala do mapeamento realizado. A
denominação Suíte Intrusiva Água Branca seria reservada aos termos metaluminosos, de tendência cálcio-alcalina.
Com base em dados obtidos em novos trabalhos de
mapeamento e geocronologia, Almeida et al. (2002, 2003)
distinguiram dois domínios graníticos na mesma região
estudada por Faria et al. (1999), denominando-os Terreno
Martins Pereira-Anauá e Terreno Igarapé Azul-Água
Branca. O Terreno Martins Pereira-Anauá, situado no
setor norte da área, abrange o Complexo Anauá e duas
unidades graníticas intrusivas neste complexo. Estas
unidades foram definidas como Granito da Serra Dourada
(cordierita-muscovita-granitos e gnaisses, anteriormente
incluídos no Granito Igarapé Azul) e Suíte Martins Pereira
(biotita-granodioritos e monzogranitos, também
anteriormente atribuídos ao Granito Igarapé Azul). As
idades das unidades graníticas neste terreno variam entre
1,97 e 1,95 Ga (Almeida et al., 2003). O Terreno Igarapé
Azul-Água Branca situa-se no setor sul, próximo à área
da mina Pitinga. É formado por granitos cálcio-alcalinos
com idades entre 1,88 e 1,90 Ga (Almeida et al., 2002),
que formam duas unidades litológicas distintas, nomeadas
de Granito Igarapé Azul e Suíte Intrusiva Água Branca.
O Granito Igarapé Azul compreende (muscovita)-biotitagranitos e raros granodioritos, equigranulares ou
porfiríticos. A Suíte Intrusiva Água Branca é composta
por uma fácies com hornblenda (dioritos, tonalitos,
granodioritos, monzogranitos) e outra com biotita
(granodioritos e monzogranitos).
Granitóides relacionados à Suíte Intrusiva Água Branca, no sentido empregado por Almeida et al. (2002), foram identificados no limite oeste da área da mina Pitinga
(Figura 2). Devido ao caráter esparso dos afloramentos e
sua ocorrência em região plana, em sua maior parte no
interior da Reserva Indígena Waimiri-Atroari, não foram
verificadas suas relações de contato com as demais unidades. A caracterização dessas rochas, nessa área, é um
dos objetivos de tese de doutoramento atualmente em
execução por J.M.T. Ferron.
Segundo Araújo Neto & Moreira (1976), Veiga Jr. et
al. (1979) e Santos (1984), os granitóides cálcio-alcalinos, então correlacionados á Suíte Água Branca, são cortados por rochas vulcânicas ácidas a intermediárias relacionadas ao Grupo Iricoumé do Supergrupo Uatumã. Essa
evidência geológica posicionaria o Grupo Iricoumé e, por
conseqüência, o Supergrupo Uatumã, como estratigraficamente mais jovem do que os granitóides cálcio-alcalinos. Os dados geocronológicos mais recentes, porém, não
têm favorecido a interpretação de que todas as rochas
vulcânicas do Supergrupo Uatumã sejam mais jovens do
que os granitóides cálcio-alcalinos. Embora na área da
mina Pitinga, as rochas vulcânicas apresentem idades
207
Pb/206Pb de 1888 ± 3 Ma (Costi et al., 2000a), na região da vila Surumu, em Roraima, aproximadamente 500
km a norte de Pitinga, rochas vulcânicas, também interpretadas como pertencentes ao Supergrupo Uatumã, têm
idade U-Pb de 1966 ± 9 Ma (Schobbenhaus et al., 1994),
1960 ± 6 Ma (Santos et al., 2000), ou 207Pb/206Pb em
400
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Figura 2 – Mapa geológico esquemático da região da Mina Pitinga (modificado de Costi et al., 2000a)
zircão de 2006 ± 4 (Costa et al., 2001) sendo ali denominadas de Grupo Surumu. Os dados indicam a não contemporaneidade das duas unidades vulcânicas, evidenciando que o Supergrupo Uatumã necessita melhor caracterização, pois, nos moldes amplos em que foi definido,
seria formado por mais de uma série magmática, não necessariamente contemporâneas (Dall’Agnol et al. 1987,
1994, 1999a; Lamarão et al. 2002, 2005). Ilustra essa
dificuldade o fato de as rochas vulcânicas do Grupo Surumu serem cálcio-alcalinas (andesitos, dacitos e riodacitos), enquanto as do Grupo Iricoumé aflorantes na região
de Pitinga provavelmente são alcalinas (riolitos, traquitos,
raros dacitos), indicando que a geração destas unidades
ocorreu em ambientes tectônicos distintos ou está relacionada a fontes distintas. A hipótese foi retomada por Reis
& Fraga (1996), Fraga et al. (1997), Reis et al. (2000) e
Santos et al. (2000), a partir das novas determinações
geocronológicas U-Pb e Pb/Pb em zircão. Reis & Fraga
(1996) e Reis et al. (2000) assumem que o vulcanismo
Surumu está relacionado com os granitóides cálcio-alcalinos da Suíte Intrusiva Pedra Pintada (idade 207Pb/206Pb
em zircão de 2005 ± 45 Ma; Almeida et al., 1997) e não
com granitos da Suíte Saracura, relacionados ao evento
Uatumã, na classificação de Santos (1982).
Na porção sul do Escudo das Guianas, os granitóides
genericamente considerados como anorogênicos (tipo A)
e interpretados como equivalentes plutônicos das rochas
vulcânicas do Grupo Iricoumé, eram agrupados sob a
denominação de Suíte Intrusiva Mapuera (Veiga Jr. et
al., 1979). Segundo esses autores, a Suíte Intrusiva Mapuera seria constituída por sienogranitos e, subordinadamente, monzogranitos. Mineralogicamente são compostas por feldspato potássico, plagioclásio e quartzo, tendo
biotita como a principal fase máfica. Geoquimicamente
são rochas alcalinas a subalcalinas.
Santos et al. (2002a) apresentam idade U-Pb de 1871
± 5 Ma para o Granito Abonari, aflorante ao longo da
BR174, a sudoeste da mina Pitinga, o que o relaciona à
Suíte Mapuera. Outros exemplos de plutons também pertencentes a essa suíte são o Charnockito Jaburu, localizado aproximadamente 80 km a norte da área da mina
Pitinga, com idade U-Pb de 1873 ± 3 Ma (Santos et al.,
2002a), e granitóides deformados, amostrados nas proximidades do Rio Alalaú (Santos et al., 2002a), que têm
idades em torno de 1868 Ma.
O conceito original da Suíte Mapuera envolve sua ligação genética com as rochas vulcânicas do Grupo Iricoumé e, portanto, as duas unidades deveriam mostrar
idades próximas. Esta correlação pode ser admitida nos
casos em que as rochas plutônicas mostram idades em
torno de 1,87 Ga e as extrusivas de 1,88 Ga. Com relação
à mina Pitinga, os plutons Madeira, Água Boa e Europa,
datados por Costi et al. (2000), são significativamente
mais jovens (idades em torno de 1,82 Ga, ver adiante) do
que as suas encaixantes vulcânicas (1,88 Ga), o que invalida a correlação desses plutons à Suíte Mapuera. Desse
401
Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas
modo, Costi et al. (2000) propuseram agrupá-los em uma
nova suíte, denominada Suíte Madeira (Figura 2). Os demais plutons graníticos ocorrentes na mina Pitinga continuam relacionados à Suíte Mapuera, como proposto inicialmente (Veiga Jr. et al., 1979), situação que poderá modificar-se em vista dos trabalhos em andamento visando
determinar suas idades, também objetivo de tese de doutoramento atualmente em execução por J.M.T. Ferron.
A unidade estratigráfica seguinte compreende uma
seqüência de sedimentos flúvio-eólicos continentais e rochas piroclásticas, que Veiga Jr. et al. (1979) denominaram de Formação Urupi. Segundo estes autores, a
Formação Urupi é informalmente correlacionada ao
Supergrupo Roraima, sendo composta por arenitos arcoseanos, quartzo-arenitos e siltitos, com intercalações
de rochas piroclásticas finas na sua porção de topo.
Deste modo, seu posicionamento estratigráfico é baseado na correlação feita com seqüências de rochas similares, que apresentam relações de contato discordante
com as rochas vulcânicas do Supergrupo Uatumã, como
é o caso do Supergrupo Roraima. Porém, tais relações
de contato não foram verificadas no caso da Formação
Urupi na região.
Rochas básicas toleíticas da Formação Quarenta Ilhas
– diabásios, gabros e diferenciados ácidos – são intrusivas nas rochas sedimentares da Formação Urupi, sendo
correlacionadas ao magmatismo básico Avanavero (Mesoproterozóico) por Veiga Jr. et al. (1979). Santos et al.
(2002b) citam idade U-Pb de 1780 ± 3 Ma para essa
unidade, provavelmente determinada por SHRIMP em
baddeleyita.
A unidade seguinte seria representada pelos granitos
alcalinos anorogênicos, meta a peraluminosos, raramente
peralcalinos, denominados Granito Abonari (Araújo Neto
& Moreira, 1976) e redefinidos como Suíte Intrusiva Abonari (Veiga Jr. et al., 1979). Incluiria sieno a feldspato
alcalino-granitos, com termos monzograníticos subordinados, equigranulares de granulação grossa a média ou porfiríticos. O Granito Abonari foi correlacionado ao evento
Parguaza (Araújo Neto & Moreira, 1976) por ser intrusivo em granitóides atribuídos ao Supergrupo Uatumã, apresentar quimismo alcalino e ter idade Rb-Sr modelo de 1520
± 47 Ma, determinada em amostra obtida por esses autores, utilizando razão 87Sr/86Sr de 0,705. Veiga Jr. et al.
(1979) e Costi et al. (1984) mantiveram esta correlação,
baseados adicionalmente na idade U-Pb em zircão de 1545
± 20 Ma, determinada para o Granito Parguaza, na Venezuela (Gaudette et al., 1978). Idades próximas às do Granito Parguaza foram obtidas para os granitos rapakivi da
Suíte Mucajaí da região central de Roraima (Fraga, 2002),
mostrando a importância desse evento magmático em
termos regionais.
Por analogia, a Suíte Intrusiva Abonari foi considerada como mais jovem que a Formação Urupi (Veiga Jr. et
al. 1979, Costi et al. 1984). Entretanto, as relações de
contato observadas entre essas unidades são escassas e
inconclusivas. A idade obtida em amostra do Granito Abonari coletada na sua localidade-tipo, foi de 1871±5 Ma
(Santos et al. 2002a), idade tipicamente atribuída à Suíte
Mapuera. Portanto, a Suíte Abonari permanece pobremente definida e caracterizada, tornando qualquer tentativa de correlação, no atual estágio de conhecimento da
região, muito problemática.
O último evento ígneo da região relaciona-se ao magmatismo básico alcalino potássico da Formação Seringa,
do Mesoproterozóico. São diabásios, basaltos e raros andesitos, formando derrames extensos, cuja gênese é relacionada a processos distensivos de escala crustal. Araújo
Neto & Moreira (1976) apresentam idades K-Ar em hornblenda de 1079±18 e 1090±13 Ma para rochas desta
unidade.
III. GEOLOGIA DA MINA PITINGA
A área da mina Pitinga é formada predominantemente por rochas vulcânicas do Grupo Iricoumé e por granitos anorogênicos da Suíte Madeira (Figura 3).
Segundo Costi et al. (2000a), a unidade mais antiga
da área da mina Pitinga é o Grupo Iricoumé, com idade
207
Pb/206Pb em zircão de 1888±3 Ma. Schobbenhaus et
al. (1994) apresentaram datação U-Pb preliminar para
rochas vulcânicas da mina Pitinga. Todavia, as frações
analisadas por estes autores não permitiram a definição
precisa da sua idade, provavelmente por várias delas se-
Figura 3 – Mapa geológico esquemático da área da Mina
Pitinga (modificado de Costi et al., 2000a)
402
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
rem herdadas. As rochas vulcânicas são seccionadas por
corpos graníticos tipo-A (Figura 3). As idades obtidas por
Lenharo (1998) e Costi et al. (2000a) revelam que os
granitos da Suíte Madeira (Tabela 1) são mais jovens do
que as vulcânicas do Grupo Iricoumé. Costi et al. (2000a)
demonstraram, com base no contraste em idade existente entre o Grupo Iricoumé e os granitos Madeira e Europa, que estes granitos não são intrusões subvulcânicas
relacionadas às rochas extrusivas. Eles propuseram a inclusão dos granitos Europa, Madeira e Água Boa, da Província Pitinga, em uma nova unidade litoestratigráfica,
denominada Suíte Madeira.
Tabela 1 – Quadro geocronológico da mina Pitinga
1
SHRIMP II U-Pb; 2 SHRIMP II 207Pb/206Pb; 3 Ar-Ar em micas; 4 207Pb/206Pb
por evaporação em zircão; Zr zircão; rt rocha total;
Grupo Iricoumé
É a unidade de maior extensão na área da mina Pitinga. É composta por lavas e piroclásticas ácidas, com composições predominantemente riolíticas a quartzo-traquíticas e raros riodacitos.
As rochas extrusivas apresentam estrutura cataclástica, sendo cortadas por vênulas e fissuras preenchidas
por epidoto, calcita, clorita e quartzo, evidenciando os processos hidrotermais induzidos pelas intrusões graníticas
ou por reativações dos aparelhos vulcânicos.
Além do fraturamento, outra característica marcante
nas rochas vulcânicas da região é a constante presença
de enclaves de rochas vulcânicas básicas a intermediárias, interpretadas como prováveis glóbulos de magma
máfico, sugerindo processos de mingling e o envolvimento de magmas básicos na história evolutiva do vulcanismo. As rochas piroclásticas são principalmente tufos de
granulação fina, com estruturas de fluxo bem preservadas. Apresentam-se menos fraturadas do que as vulcânicas e raramente mostram enclaves distinguíveis macroscopicamente.
Suíte Madeira
Na área da mina Pitinga foram delimitados três plutons graníticos alcalinos, incluídos na Suíte Madeira. O
de maior extensão superficial é o pluton Água Boa, seguido pelos plutons Europa e Madeira (Figuras 4, 5).
O Granito Europa situa-se a noroeste da área da mina,
em região tornada reserva indígena, atualmente inacessível para pesquisa geológica. O conhecimento sobre este
granito é limitado, sabendo-se que é um batólito semicircular (Figura 4), composto por feldspato-alcalino-granitos contendo biotita e riebeckita, portanto peralcalinos.
Não foram encontradas mineralizações de Sn associadas
a este granito.
Tanto o Granito Madeira quanto o Granito Água Boa
apresentam mineralização primária de Sn (Horbe et al.,
1985, 1991; Daoud & Antonietto Jr., 1985; Daoud, 1988;
Daoud & Fuck, 1990; Teixeira et al., 1992; Borges, 1997;
Costi et al., 2002). No Granito Madeira a mineralização
primária em Sn ocorre disseminada na fácies albita-granito, enquanto no Granito Água Boa a mineralização primária relaciona-se a greisens e epissienitos sódicos, detalhando-se a seguir os aspectos da geologia desses plutons.
Granito Madeira
O Granito Madeira é um stock alongado na direção
SW-NE (Figura 6) e apresenta quatro fácies, distintas em
termos petrográficos, geoquímicos e metalogenéticos. As
relações temporais e espaciais entre as fácies, tal como
no Granito Água Boa, foram determinadas principalmente com base em relações de campo, apoiadas por dados
adicionais obtidos durante a extensa etapa de sondagem
realizada no Granito Madeira.
A fácies precoce é composta por anfibólio-biotita-sienogranito, equigranular a porfirítico, ocorrendo ao longo
das bordas noroeste, nordeste e sudeste do stock. A partir dos trabalhos pioneiros executados no Granito Madeira (Carvalho Filho et al., 1984; Horbe, 1991; Horbe et
al., 1985), estas rochas têm sido historicamente agrupadas sob a denominação de granito rapakivi. São compostas essencialmente por feldspato potássico pertítico,
quartzo e plagioclásio, acompanhados por biotita, hornblenda, zircão, fluorita e opacos. Estas rochas também
apresentam localmente fenocristais ou cristais de feldspato potássico envolvidos por coroa de plagioclásio, definindo texturas rapakivi características e mais comuns do
que no Granito Água Boa. Nos tipos porfiríticos a matriz
apresenta abundantes intercrescimentos micrográficos,
sendo também comuns os intercrescimentos simplectíticos entre biotita e anfibólio. Por estas características texturais, indicativas de cristalização em níveis crustais relativamente rasos, é provável que esta fácies represente
intrusão anelar, posicionada em zonas de fraturas origi-
403
Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas
Figura 4 – Imagem de satélite mostrando o enquadramento regional dos plutons graníticos da região de Pitinga. As áreas
aluvionares lavradas nos Granitos Madeira e Água Boa são destacadas pela tonalidade clara.
Figura 5 – Detalhe da imagem anterior, mostrando os plutons Europa, a noroeste, Madeira e Água Boa, no centro da imagem.
nadas por subsidência de caldeira. A presença de enclaves de composição granítica é uma feição comumente
observada nestas rochas. Os enclaves são de dimensões
centimétricas, apresentando bordos difusos e formas em
geral arredondadas. O tipo mais freqüentemente observado é uma rocha porfirítica de coloração avermelhada
clara e matriz de granulação muito fina ou afanítica, envolvendo cristais arredondados e disseminados de quartzo de granulação fina, bem como formas anédricas es-
branquiçadas, também de granulação fina, que provavelmente representam cristais de feldspato potássico. São
observados também enclaves porfiríticos com colorações
esverdeadas, compostos por feldspatos, quartzo e epidotos, provavelmente derivados de rocha vulcânica intermediária.
A fase seguinte é um biotita-feldspato alcalino-granito
equigranular de granulação média ou grossa, composto
essencialmente por feldspato potássico pertítico e quart-
404
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
zo, com proporções reduzidas ou nulas de plagioclásio,
conferindo à rocha caráter hipersolvus. A biotita é o único varietal presente, sendo um termo rico em ferro, provavelmente annita. As fases acessórias são fluorita, opacos, zircão e topázio. O biotita-granito é intrusivo na fácies rapakivi, apresentando enclaves de dimensões centimétricas a métricas deste último.
Geoquimicamente, tanto o anfibólio-biotita-sienogranito quanto o biotita-granito são alcalinos, o primeiro sen-
do metaluminoso e o segundo variando de meta a peraluminoso.
As fácies tardias do Granito Madeira são representadas por feldspato alcalino-granito porfirítico hipersolvus,
com afinidades peralcalinas, e albita-granito subsolvus.
As relações de contato do feldspato alcalino-granito
porfirítico hipersolvus com as fácies precedentes não são
visualizadas em campo, já que a maior parte de sua ocorrência foi registrada apenas através de sondagem. O granito porfirítico hipersolvus ocorre em volta da fácies albita-granito (Figura 7).
As relações de contato entre o feldspato alcalino-granito hipersolvus porfirítico e o albita-granito, observadas
em testemunhos de sondagem de diversos furos e em
alguns afloramentos, revelam misturas e interdigitações
entre ambas ao longo das zonas de contato. Entretanto,
os contatos entre essas duas fácies também podem ser
nítidos, com o granito hipersolvus apresentando fraturas
preenchidas por criolita ou quartzo, sendo comum nestas
zonas a ocorrência de enclaves arredondados do granito
Figura 6. Mapa geológico esquemático mostrando parte do
Granito Madeira, a borda sudoeste do Granito Água Boa e as
áreas de ocorrência dos greisens e epissienitos sódicos (modificado de Costi et al., 2002).
Figura 7 – Mapa geológico da fácies albita-granito, Granito
Madeira
Figura 8 – Relações de contato entre o granito porfirítico
hipersolvus (GPH) e o albita-granito, fácies de borda (ABGb):
(a) Enclaves do GPH (centro da foto, sob o martelo) em albitagranito. (b) Detalhe do contato entre as duas fácies.
405
Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas
porfirítico no interior do albita-granito (Figura 8). As relações observadas indicam que os magmas formadores
dessas rochas foram colocados simultaneamente e coexistiram em estado parcialmente líquido, admitindo-se, em
conseqüência, que o albita-granito tem idade similar à do
granito hipersolvus (Costi et al. 2000a).
O feldspato alcalino-granito porfirítico hipersolvus é
uma rocha de cor cinza claro a cinza rosado claro com
pontuações pretas, aspecto maciço, muitas vezes fraturado. Ao longo do contato oeste com a subfácies de borda do albita-granito, o feldspato alcalino-granito hipersolvus tem cor vermelho escuro, devido à oxidação por fluidos hidrotermais.
Ao longo de seus contatos com o albita-granito, o feldspato alcalino-granito porfirítico hipersolvus pode apresentar modificações texturais e mineralógicas causadas
por processos metassomáticos de epissienitização e albitização. O feldspato alcalino-granito hipersolvus epissienítico foi amostrado em furo executado nas proximidades
da borda oeste do Granito Madeira, ao longo do seu contato com o albita-granito. O feldspato alcalino-granito hipersolvus epissienítico apresenta-se com cor vermelho
escuro, granulação fina a média, aspecto maciço, destacando-se, macroscopicamente, a ausência ou escassez
de quartzo, o que leva a classificá-lo como epissienito,
neste caso potássico. O feldspato alcalino-granito hipersolvus albitizado foi identificado em porções intermediárias e finais de vários furos profundos executados para a
exploração da fácies albita-granito. Essa rocha está presente, de modo descontínuo, ao longo dos contatos basais
do albita-granito ou, subordinadamente, intercalada a ele
na parte central do corpo.
A fácies albita-granito ocupa a parte central do pluton
Madeira. Apresenta em planta forma aproximadamente
ovalada, com eixo maior próximo de norte-sul, medindo
cerca de 2 km, e eixo menor, leste-oeste, em torno de 1,5
km (Figura 7).
Em função de diferenças petrográficas, geoquímicas
e metalogenéticas, Horbe et al. (1991) dividem o albitagranito em duas subfácies, denominadas albita-granito de
núcleo e albita-granito de borda (Figura 7).
O albita-granito de núcleo é a fácies predominante,
consistindo em uma rocha acinzentada, peralcalina, composta por albita, quartzo, feldspato potássico e, subordinadamente, por criolita, zircão, polilitionita, riebeckita, pirocloro, mica escura rica em Fe, cassiterita e magnetita.
Apresenta teores elevados de F, revelados por seu expressivo conteúdo modal de criolita (Na3AlF6), que ocorre disseminada ou formando um excepcional depósito localizado na parte central do stock, a cerca de 100 m de
profundidade. O depósito tem espessura máxima de cerca de 200 m, sendo formado por um conjunto de veios e
bolsões de criolita envolvidos por níveis pegmatóides mé-
tricos, compostos predominantemente por feldspato potássico pertítico ou quartzo ou micas. O albita-granito de
núcleo ocorre intercalado aos veios e bolsões, observando-se também um nível, que é característico do depósito,
composto por feldspato alcalino-granito hipersolvus albitizado.
O albita-granito de núcleo transiciona para uma rocha
avermelhada, geoquimicamente peraluminosa, definida
como albita-granito de borda, que ocorre ao longo dos
contatos com as rochas encaixantes (Figura 7). O albitagranito de borda é formado essencialmente por quartzo,
feldspato potássico e albita, com proporções acessórias
de fluorita, zircão, clorita, cassiterita, hematita e columbita. O albita-granito de borda é interpretado como originado por autometassomatismo do albita-granito de núcleo,
que teve sua mineralogia peralcalina modificada por ação
de fluidos residuais. Evidências texturais indicativas de
dissolução de fases primárias, formando cavidades preenchidas por fases tardias, bem como a substituição de
criolita, micas e pirocloro apóiam essa interpretação.
As duas subfácies apresentam em planta áreas de distribuição semelhantes, mas a subfácies de núcleo ocupa,
de acordo com dados obtidos nas sondagens, maior volume, perfazendo aproximadamente 70% do albita-granito.
Espacialmente, a subfácies de borda envolve a subfácies
de núcleo, de modo que, excetuando áreas muito restritas
a nordeste e sudeste, a quase totalidade dos contatos do
albita-granito com as demais fácies do pluton ocorre através da subfácies de borda (Figura 7).
Ambas subfácies têm grande importância metalogenética, por conterem mineralização disseminada, principalmente de estanho, mas também de nióbio e tântalo
(Teixeira et al., 1992; Costi et al., 2000a).
Granito Água Boa
O Granito Água Boa tem forma aproximadamente elíptica, alongada segundo a direção NE-SW e é intrusivo
em rochas vulcânicas e piroclásticas (Figura 3). As principais características petrográficas e geoquímicas do batólito (Daoud & Antonietto Jr., 1985, Daoud 1988, Horbe
et al. 1991, Lenharo et al. 1997; Lenharo 1998) são resumindas a seguir.
O Granito Água Boa é constituído por quatro fácies
petrograficamente distintas, cuja ordem de colocação é
depreendida das suas relações de campo.
A fácies precoce é um biotita-feldspato alcalino-granito de granulação média ou grossa, que ocorre ao longo
das bordas noroeste e sudeste do batólito, em faixas com
largura de algumas centenas de metros. Esparsamente
mostra fenocristais de feldspato potássico com coroas de
plagioclásio (textura rapakivi), sendo, em função disso,
designado historicamente como granito rapakivi (Daoud
406
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
& Antonietto Jr., 1985). É composto mineralogicamente
por(a)
feldspato potássico pertítico, oligoclásio e quartzo, com
proporções subordinadas de biotita e anfibólio e acessórias de fluorita, zircão, opacos e apatita.
A fácies colocada a seguir é um biotita-granito porfirítico, com fenocristais de feldspato potássico euédricos e
matriz de granulação fina, que também forma faixas alongadas e estreitas, dispostas próximo das bordas do corpo
(Figura 3). É uma rocha hololeucocrática, composta essencialmente por feldspato potássico pertítico, quartzo e
plagioclásio, com proporções muito baixas de biotita, anfibólio, fluorita e opacos.
A seguir, deu-se a colocação da fácies de maior extensão superficial do corpo, que é um biotita-feldspato
alcalino-granito equigranular, composto por feldspato
potássico mesopertítico, quartzo e plagioclásio. Juntamente
com o topázio-granito, as rochas desta fácies são hospedeiras das principais mineralizações estaníferas do batólito.
A última fácies é representada por um topázio-granito
porfirítico, situado em zona alongada na porção central
do corpo. É composto por fenocristais de quartzo e feldspato potássico em matriz de granulação fina rica em albita e topázio (Lenharo et al., 1997). Os máficos são representados por rara biotita e os acessórios por zircão,
fluorita e opacos. O topázio ocorre tanto como fase magmática primária como em agregados intersticiais, aparentemente formados por substituição de feldspatos.
As rochas do Granito Água Boa variam de metaluminosas a peraluminosas (Horbe et al., 1991; Lenharo,
1998), plotando no campo dos granitos tipo A (Whalen et
al., 1987) e no de granitos intraplacas (Pearce et al.
(1984).
A mineralização primária de Sn no Granito Água Boa
(Figura 6) ocorre em três estilos: (1) em quartzo-greisens
com cassiterita, alojados ao longo de falhas que cortam o
biotita-feldspato alcalino-granito; (2) em siderofilitatopázio greisens e clorita-fengita greisens, desenvolvidos
na fácies granito rapakivi, próximo ao contato com as rochas vulcânicas encaixantes (Borges, 1997); (3) em corpos lenticulares de epissienitos sódicos enriquecidos em
Sn (Costi et al., 2002), formados em zonas
metassomaticamente alteradas a partir da fácies biotitagranito. A mineralização relativa ao primeiro tipo é de
volume restrito e descontínua. As relativas aos tipos (2) e
(3) são mais expressivas, tendo sido estudadas com mais
detalhe.
Apesar de ainda não serem viáveis em termos econômicos, as mineralizações são importantes porque tipos similares podem ter sido a fonte primária de parte expressiva dos depósitos secundários lavrados na província
(Daoud, 1988; Costi et al., 2002). A cassiterita dos depósitos aluvionares do Granito Água Boa seria proveniente
da erosão de cúpula granítica intensamente greisenizada,
capaz de gerar reservas de grande porte (Daoud 1988).
(b)modelo os veios de greisen mapeados na área reNeste
presentariam as raízes da cúpula. Em 1992, o Grupo Paranapanema deu início a um programa de sondagem rotativa na borda oeste do pluton Água Boa, objetivando
avaliar as ocorrências de greisens filoneanos detectados
em superfície quando da abertura de frente de lavra aluvionar. A malha de sondagem situa-se na área de ocorrência da fácies rapakivi, sendo composta por vinte e três
furos verticais dispostos em área retangular de aproximadamente 500 metros de comprimento por 400 metros
de largura.
Os contatos dos greisens com as rochas encaixantes geralmente são bruscos, segundo ângulos de 45º e
60º. Nos furos estudados, os greisens ocorrem interdigitados com granitos greisenizados e/ou rochas hidrotermalizadas, podendo formar zonas contínuas e homogêneas, com espessura máxima de 5 metros, ou
vênulas milimétricas a centimétricas encaixadas nos
granitos (Borges, 1997).
IV. PETROGRAFIA DE ROCHAS ENCAIXANTES DAS MINERALIZAÇÕES ESTANÍFERAS PRIMÁRIAS
Granito Madeira
Anfibólio-biotita-sienogranito (fácies rapakivi)
Aspectos macroscópicos
Os anfibólio-biotita-sienogranitos, designados como
fácies rapakivi, são rochas isótropas com texturas que
variam de porfiríticas a seriadas, colorações em tons de
castanho avermelhado escuro com manchas pretas ou
verde escuro. A matriz possui granulação fina ou caráter
afanítico e engloba fenocristais arredondados ou angulares de feldspato potássico de granulação grossa (5 a 10
mm), e agregados de minerais máficos anédricos. De
modo geral, o aspecto dessa fácies, no Granito Madeira,
corresponde ao de granito pórfiro.
Aspectos microscópicos
Os anfibólio-biotita-sienogranitos do Granito Madeira
são constituídos essencialmente por feldspato potássico
(60-75%), quartzo (20-30%) e plagioclásio (aproximadamente 10%), mostrando biotita e anfibólio como fases
varietais, e clinopiroxênio, zircão, fluorita, opacos, titanita
e apatita como acessórios.
A textura varia de seriada a porfirítica, sendo definida
por fração quartzo-feldspática de granulação fina a mé-
407
Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas
dia, em geral com abundantes intercrescimentos micrográficos de granulação fina, que envolve cristais de feldspato potássico de granulação média a grossa, cristais
anédricos de quartzo, lamelas de biotita e cristais prismáticos de anfibólio. O desenvolvimento de mantos de plagioclásio sódico em torno de cristais de feldspato potássico é característico. O manto de plagioclásio geralmente
é irregular em espessura, freqüentemente descontínuo,
distinguindo-se do feldspato potássico por apresentar aspecto turvo. O feldspato potássico também apresenta manteamento por intercrescimentos granofíricos que se distribuem irregular e descontinuamente ao longo de suas
bordas, e transicionam em termos de granulação para a
matriz. Biotita e anfibólio, juntamente com opacos, zircão, apatita, titanita e fluorita, constituem agregados em
forma de ninhos onde são comuns intercrescimentos simplectíticos.
O feldspato alcalino corresponde a uma pertita (Smith
& Brown, 1988), que se apresenta em cristais anédricos,
de contornos irregulares e bordas difusas. O quartzo ocorre como cristais de granulação fina a média, de contornos arredondados ou anédricos angulosos, exibindo extinção ondulante moderada a incipiente. O plagioclásio é comparativamente escasso, desenvolvendo cristais subédricos, tabulares curtos de bordos irregulares e difusos, ou
indivíduos anédricos, intersticiais ao feldspato potássico.
A biotita apresenta-se como cristais lamelares curtos, de
cor marrom escuro a marrom esverdeado, com incipiente
substituição por cloritas e opacos. O anfibólio forma cristais subédricos a anédricos curtos, sendo provavelmente
uma variedade rica em Fe da família das hornblendas.
Normalmente apresenta zonação, com o núcleo do cristal
mostrando cores mais claras e os bordos mais escuros.
Localmente o anfibólio apresenta-se como coroas de hábito quelifítico, em torno de um núcleo de clinopiroxênio
com características óticas semelhantes às da augita ou
aegirina-augita. O anfibólio também mostra formas poiquilíticas, englobando cristais finos de zircão, apatita e
opacos. As fases acessórias são representadas por zircão, apatita, fluorita e titanita, todas de granulação fina.
Zircão, apatita e titanita desenvolvem formas euédricas,
ao passo que a fluorita é anédrica, intersticial e, geralmente, incolor.
Biotita-feldspato alcalino-granito
Aspectos macroscópicos
O biotita-feldspato alcalino-granito do stock Madeira
é uma rocha leucocrática isótropa de aspecto maciço,
equigranular com granulação média ou, menos comumente, grossa, com tipos porfiríticos subordinados. A coloração predominante é avermelhada clara com pontuações
pretas disseminadas, apresentando variações para tonalidades róseas amareladas ou acinzentadas. É composta
essencialmente por feldspato potássico e quartzo, contendo proporções subordinadas de biotita, único mineral
máfico identificável macroscopicamente.
Aspectos microscópicos
O biotita-feldspato alcalino-granito é composto por
feldspato potássico pertítico (55-60%), quartzo (30-35%),
plagioclásio (0-10%) e biotita (1-5%), contendo, ainda,
proporções acessórias de albita, fluorita, zircão, opacos,
topázio e anatásio. Os conteúdos de plagioclásio são muito variáveis, raramente ultrapassando 10% da rocha e
havendo número significativo de amostras onde se encontra ausente ou ocorre em proporções inferiores a 5%.
O arranjo textural é granular hipidiomórfico, dominado por cristais anédricos a subédricos de feldspato potássico e quartzo de granulação média, com o feldspato potássico apresentando dimensões entre 1 e 3 mm ou, localmente, maiores do que 5 mm. As rochas porfiríticas apresentam matriz composta por cristais anédricos de feldspato potássico e quartzo, de granulação fina (0,2 a 0,5
mm), envolvendo fenocristais de feldspato potássico e
quartzo de granulação média a grossa (entre 2 e 4 mm,
raramente maiores do que 6 mm). O feldspato potássico
apresenta aspecto turvo, em geral densamente impregnado por fases microgranulares e desenvolve microfissuras e microcavidades (poros) secundárias.
O feldspato alcalino mesopertítico é a fase dominante
nesta fácies. Ocorre em cristais isolados, anédricos a
subédricos, ou em agregados formados pela justaposição
de vários indivíduos. Os contatos com quartzo são nítidos, retilíneos ou côncavo-convexos bilaterais, ao passo
que os contatos mútuos entre cristais de feldspato alcalino são difusos e quase invariavelmente marcados pelo
desenvolvimento de albita intergranular, sendo muito comum a formação de coroas trocadas (Smith, 1974; Haapala, 1977; Dall’Agnol, 1980).
Quartzo e plagioclásio são de granulação fina a média, com dimensões geralmente entre 0,6 e 2 mm. O plagioclásio desenvolve cristais tabulares curtos, ocorrendo
na forma de indivíduos parcialmente túrbidos devido à
substituição por sericita e pela presença de grande número de inclusões microgranulares, que se espalham por
todo o cristal. Seus contatos com feldspato potássico são
difusos ou embaiados e freqüentemente observam-se cristais irregulares ou corroídos de plagioclásio envolvidos por
manto ou franja de feldspato potássico pertítico. A biotita
apresenta-se em cristais lamelares curtos (<2 mm) e com
pleocroísmo variando de marrom avermelhado a marrom
amarelado ou marrom esverdeado, sugerindo ser uma
variedade rica em ferro. Mostra graus variáveis de
408
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
substituição por clorita e, localmente, opacos e fluorita,
desenvolvidos preferencialmente ao longo de suas clivagens. Seus cristais comumente arranjam-se em agregados, aos quais juntam-se opacos, fluorita, raro zircão e
um mineral de cor azul metálico escuro e relevo muito
elevado, possivelmente anatásio. A fluorita ocorre em cristais anédricos intersticiais, geralmente incolores ou com
leves tonalidades violáceas, e com um grande número de
inclusões fluidas. A granulação de seus cristais é fina a
média, com dimensões variando entre 0,2 e 1,5 mm.
Feldspato alcalino-granito hipersolvus porfirítico
Aspectos macroscópicos
O feldspato alcalino-granito hipersolvus é uma rocha
de textura porfirítica, com fenocristais de feldspato potássico de granulação média a grossa (2-3 mm < Ø < 5-8
mm) e matriz de granulação fina a média, composta essencialmente por feldspato potássico e quartzo. O plagioclásio presente resume-se a albita, que ocorre na forma
de pertitas desenvolvidas no feldspato potássico ou como
albita intergranular de origem tardia. Estas características composicionais e texturais definem o caráter hipersolvus da rocha.
Aspectos microscópicos
O feldspato alcalino-granito hipersolvus é composto
essencialmente por feldspato potássico pertítico e quartzo, com proporções acessórias de biotita, fluorita, opacos
e zircão. Em algumas amostras foi observada a presença
de raros cristais de pirocloro e/ou de anfibólio sódico, provavelmente do grupo da riebeckita.
Observam-se, por vezes, os contornos automorfos de
cristais de feldspato potássico precoces, envolvidos por
feldspato potássico mais tardio e menos automorfo, ambos mostrando continuidade ótica. Tem-se também no
interior do feldspato alcalino formas difusas e moderadamente alteradas, com contatos irregulares, interpretadas
como representando restos de cristais de plagioclásio parcialmente absorvidos. Tal feição, freqüente em granitos e
sienitos hipersolvus, pode traduzir o início da cristalização
do líquido no domínio de estabilidade do plagioclásio, passando, com o abaixamento da temperatura, ao domínio da
solução sólida dos feldspatos alcalinos, quando haveria
tendência de reabsorção do plagioclásio, a qual nem sempre é completa (Tuttle & Bowen, 1958; Dall’Agnol, 1980).
O quartzo ocorre em fenocristais euédricos com faces
bem desenvolvidas, extinção plana e aspecto límpido, ocorrendo isolados ou formando agregados. Freqüentemente
mostra evidências de dissolução parcial, com a formação
de embaiamentos ou reentrâncias em forma de meio círculo.
A matriz é de granulação fina ou, mais raramente, fina
a média, sendo composta principalmente por grãos anédricos de feldspato potássico e quartzo, localmente em
intercrescimentos micrográficos pouco salientes. O feldspato é pertítico, mostrando lamelas sódicas largas, em
forma de ribbons, lamelas finas dispostas em densos arranjos em forma de teia ou, ainda, lamelas em remendos
com aspecto similar ao da albita chessboard. O quartzo
mostra extinção plana, contornos angulares e aspecto límpido. Na matriz também ocorrem cristais de mica escura,
provavelmente da família da annita, em agregados de lamelas curtas. Sua cor é marrom com tons avermelhados
quando sã. Normalmente, porém, as lamelas de micas
estão alteradas e substituídas por clorita, fluorita e opacos. Às concentrações de mica juntam-se cristais anédricos finos de fluorita incolor e cristais de zircão de granulação fina. Em algumas lâminas raros cristais euédricos
de pirocloro e cristais prismáticos alongados de anfibólio
sódico também foram observados.
Feldspato alcalino-granito hipersolvus porfirítico oxidado e/ou epissienitizado
O feldspato alcalino-granito porfirítico hipersolvus afetado por processos de epissienitização é composto essencialmente por feldspato potássico, que perfaz em média
90% da rocha, com proporções subordinadas de quartzo
secundário, fluorita, clorita, opacos e cassiterita. A rocha
apresenta textura granular fina ou média, com pouca variação granulométrica. Os feldspatos potássicos mostram
impregnação por microgrânulos avermelhados, possivelmente óxidos de ferro, o que lhes confere, e também a
toda a seção, aspecto fortemente turvo.
O feldspato potássico é subédrico ou anédrico, em geral
com contornos arredondados, sem pertitas ou inclusões.
Localmente apresenta substituição por sericita. Alguns
cristais desenvolvem-se a partir das bordas de cavidades, crescendo em direção ao seu centro e apresentando
formas euédricas (adulária?). O quartzo é de origem secundária e tardia, preenchendo cavidades formadas por
dissolução do quartzo magmático e, possivelmente, de outras fases primárias da rocha. Seus cristais apresentam
contornos irregulares, freqüentemente amebóides, ou exibem bordos com extremidades agudas, aspecto límpido e
extinção normal. A fluorita é um acessório freqüente, apresentando-se em cristais violáceos ou incolores, anédricos, ora preenchendo cavidades, ora disseminada junto
aos feldspatos. A clorita é subordinada, apresentando-se
em agregados em leque ou irregulares. A cassiterita é
escassa, subédrica ou anédrica, mostrando zonação marcada por alternância de faixas em tons de vermelho escuro
e vermelho amarelado claro.
409
Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas
Feldspato-alcalino granito hipersolvus albitizado, ao
longo do contato com o albita-granito
Nesta variedade de feldspato alcalino- granito porfirítico hipersolvus, a albitização do feldspato potássico primário é o processo metassomático mais evidente e generalizado. Feições texturais originadas por dissolução de
fases primárias tais como quartzo, micas e feldspatos,
relacionadas, em geral, com processos de epissienitização desenvolvidos em diferentes intensidades, também
são relativamente comuns. Finalmente, tem-se muitas
vezes nessas rochas evidências de interação com o albita-granito, que se reflete igualmente em modificações texturais e mineralógicas no feldspato alcalino-granito hipersolvus.
As texturas são complexas em função da ação isolada ou conjugada dos processos de albitização e epissienitização, que levam a diferentes graus de modificação das
texturas primárias. Um fator adicional de complicação se
apresenta quando a interação do feldspato alcalino-granito hipersolvus com fluidos derivados do albita-granito é
mais intensa. Isso leva à introdução, no feldspato alcalino-granito hipersolvus, de fases que são típicas do albitagranito, resultando rochas com características texturais e
mineralógicas mistas entre ambos.
Nas amostras transicionais, a textura do feldspato alcalino-granito hipersolvus modifica-se notavelmente. Identificam-se zonas onde predomina o arranjo textural típico
do albita-granito e a ocorrência de suas fases mineralógicas características, tais como zircão de granulação média, criolita e ripas de albita, ao lado de zonas de textura
equigranular com feldspato albitizado, similares ao feldspato alcalino-granito porfirítico hipersolvus. A passagem
de um tipo para o outro se dá normalmente através de
faixas estreitas, marcadas por fraturas ou fissuras paralelas ao contato, preenchidas por material terroso avermelhado escuro, provavelmente óxidos de ferro. Todavia
também são comuns locais onde a interação entre os dois
tipos de rochas tende a ser mais intenso, não se verificando fraturas ou contatos bruscos nos testemunhos e
seções delgadas observados. Nestes casos, em geral a
textura da rocha resultante é seriada e observa-se uma
fração mais fina, constituída por ripas de albita, acompanhada por zircão, criolita e mica azulada, envolvendo fração mais grossa, onde predominam cristais de feldspato
potássico parcial ou inteiramente substituídos por albita
chessboard.
Zircão, criolita, esfalerita, e os minerais do grupo do
pirocloro ocorrem disseminados e mostram a morfologia
característica que exibem no albita-granito. Criolita é rara,
ocorrendo associada a fraturas ou em preenchimento de
cavidades. Seus cristais são anédricos com contornos
angulares e freqüentemente mostram-se substituídos por
outros aluminofluoretos. O zircão apresenta-se como cristais de granulação média a fina, moderada a fortemente
turvos e zonados. A esfalerita mostra formas anédricas,
compondo massas de cor acinzentada escura associadas
ao preenchimento de cavidades junto ao quartzo e albita.
Os minerais do grupo do pirocloro são muito raros, mostrando cristais de granulação muito fina, euédricos, geralmente inclusos em quartzo.
Granito Água Boa
Anfibólio-biotita-granito (fácies rapakivi)
A fácies rapakivi do Granito Água Boa é representada por rochas maciças, de aspecto homogêneo e coloração cinza-rosa, equigranulares ou inequigranulares, com
textura geralmente seriada e raramente porfirítica. Texturas rapakivi, similares às descritas em Sederholm (1928),
Vorma (1971) e Rämo & Haapala (1995), além de intercrescimentos granofíricos, são freqüentemente observados. Petrograficamente, suas composições modais variam entre anfibólio-biotita-feldspato alcalino-granito e sienogranitos.
O granito rapakivi é composto essencialmente por feldspato potássico pertítico (47-60%), quartzo (20-40%),
plagioclásio (3-16%), biotita (2-10%) e anfibólio (0-3%)
(Lenharo, 1998). Várias amostras não apresentam anfibólio. Os minerais acessórios incluem fluorita, zircão, opacos, apatita, titanita, clorita, sericita e carbonatos. Texturalmente são observadas auréolas descontínuas de oligoclásio envolvendo feldspato potássico (textura rapakivi),
bem como, subordinadamente, auréolas de feldspato potássico circundando plagioclásio (textura anti-rapakivi).
O feldspato potássico pertítico é anédrico ou euédrico, observando-se, geralmente, o desenvolvimento de
coroas trocadas (Ramberg, 1962) de albita entre seus
cristais adjacentes. Os cristais de plagioclásio são subédricos ou euédricos e geralmente mostram um núcleo mais
cálcico. O quartzo é subédrico ou anédrico, ocorrendo
também em cristais vermiculares intercrescidos com feldspato potássico (textura granofírica). A biotita ocorre
como lamelas de cor marrom a verde escuro, intersticiais
ao quartzo e feldspatos ou substituindo parcialmente cristais de anfibólio. Contém inclusões de zircão, minerais
radioativos (com halos pleocróicos), opacos, fluorita e
apatita. O anfibólio é de cor verde a marrom-amarelado
pálido e ocorre como agregados essencialmente associados à biotita. A fluorita é intersticial, comumente associada a biotita, anfibólio e opacos.
Os principais aspectos de alteração incluem sericitização do plagioclásio, coroas trocadas de albita, substituição de biotita por titanita e hematitização do feldspato.
410
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Biotita-granito porfirítico fino
A fácies biotita-granito porfirítico fino é interpretada
como uma borda de resfriamento da fácies biotita-granito
(Lenharo, 1998). As suas rochas são de cor rosada, inequigranulares com matriz de granulação fina a muito fina
e fenocristais de quartzo arredondado (até 3 mm) e feldspatos tabulares (até 1 cm). Localmente os fenocristais
de feldspato são zonados, com coloração branca e auréolas externas avermelhadas. Pequenos xenólitos máficos
(3 a 15 cm de diâmetro) são encontrados no biotita-granito porfirítico fino.
Petrograficamente, a fácies biotita-granito porfirítico
fino é composta por fração de granulação grossa ou média composta por: 1) cristais de feldspato potássico pertítico, quartzo e plagioclásio; e 2) agregados de cristais de
feldspato potássico pertítico com exsolução de albita ou
de plagioclásio mais rico em Ca envolvido por grãos de
feldspato potássico pertítico (textura anti-rapakivi). Os
fenocristais perfazem cerca de 21% da rocha (Lenharo,
1998). A matriz é de granulação média ou fina, composta
por feldspato potássico pertítico (22-40%), quartzo (3042%), plagioclásio (4-16%) e biotita (3-4%) (Lenharo,
1998). A biotita é de coloração marrom a verde, ocorrendo em lamelas finas intersticiais aos feldspatos, parcialmente substituídas por mica branca e sericita. Fluorita,
opacos e zircão estão geralmente associados à biotita.
Biotita-granito
As rochas desta fácies são homogêneas, maciças, de
granulação variando de fina a grossas e coloração avermelhada. Modalmente são compostas por feldspato potássico pertítico (40-50%), quartzo (35-50%), plagioclásio (0-20%) e biotita (3-5%) (Lenharo, 1998). Os minerais acessórios incluem fluorita, opacos, zircão, topázio,
sericita, carbonatos, clorita e raramente apatita.
O feldspato potássico pertítico é anédrico, ocorrendo
como cristais equigranulares de granulação média. A densidade de pertitização varia entre 10 e 90% do cristal,
porém, em média, situa-se entre 35 e 60%. O quartzo
mostra cristais anédricos ou subédricos, localmente
intercrescido com feldspato potássico. O plagioclásio
mostra cristais subédricos de granulação fina ou anédricos
de granulação grossa, geralmente mostrando núcleos mais
cálcicos. A biotita é de cor marrom a verde, anédrica e
ocorre como lamelas largas, isoladas, ou estreitas e
intersticiais. Minerais acessórios (opacos, fluorita, zircão,
topázio) ocorrem geralmente associados à biotita. O
topázio é um acessório freqüente, principalmente nas proximidades dos contatos com a fácies topázio-granito
porfirítico. Os minerais secundários incluem albita, mica
branca, sericita, fluorita, óxido de ferro e topázio. Albita,
muscovita e fluorita substituem biotita e preenchem pequenas cavidades. Sericita ocorre substituindo micas e
plagioclásio.
Topázio-granito porfirítico
As rochas da fácies topázio-granito porfirítico são de
coloração branca acinzentada a rosada, porfiríticas, geralmente com fenocristais de quartzo arredondados e feldspatos tabulares (0,5 a 3 cm de comprimento). A matriz
é homogênea, de granulação fina e composta de quartzo,
feldspatos e biotita. Em algumas amostras são observadas texturas granofíricas. O topázio-granito contém zonas ou manchas de granulação grossa, constituídas por
quartzo, mica e fluorita, e é cortado por veios compostos
por quartzo e mica (greisen).
Petrografia das rochas encaixantes das mineralizações estaníferas associadas ao Granito Água Boa
Encaixantes dos greisens estaníferos da área do Igarapé Guinho-Baixão
Os greisens estaníferos estão espacialmente associados à fácies granito rapakivi (Borges, 1997), sendo definidos em testemunhos de uma malha de sondagem realizada na borda oeste do Granito Água Boa (Figura 6). A
encaixante dos greisens é uma rocha cinza a cinza rosada, isótropa, que exibe textura piterlítica grossa, com fenocristais ovóides, grossos (até 2 cm) de feldspato potássico em matriz média a fina. A textura piterlítica grada
localmente para porfirítica ou seriada, grossa a média.
A composição mineralógica essencial do granito piterlítico é feldspato potássico pertítico e quartzo, com plagioclásio ausente ou muito subordinado. Hornblenda e biotita são os máficos varietais; allanita, minerais opacos,
zircão, fluorita e apatita são os acessórios, enquanto clorita, pistacita e carbonatos são os minerais secundários.
Uma das feições mais notáveis associada aos feldspatos
potássicos é o grau variável de albitização a que foram
submetidos, desenvolvendo texturas tipo chessboard nos
estágios mais avançados. O plagioclásio apresenta-se em
grãos subédricos a euédricos, com dimensões entre 0,2 e
4 mm. Análises em microssonda eletrônica revelaram
composições variando de An19 no núcleo a An14 na borda,
indicando composição de oligoclásio sódico (Borges,
1997). Biotita ocorre em agregados de lamelas com dimensões de 0,2 a 3 mm. Análises químicas em microssonda eletrônica demonstraram que esta biotita é muito
rica em ferro, pobre em SiO2, e com baixa ocupação octaédrica de Al+3, o que a classifica no grupo da annita
411
Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas
(Borges, 1997). Hornblenda apresenta-se em cristais subédricos ou euédricos, com dimensões entre 0,1 e 3 mm.
Análises em microssonda eletrônica demonstraram que o
núcleo do anfibólio apresenta composição variando de Fehornblenda a hornblenda Fe-tschermakítica, enquanto a
borda tem composição entre hornblenda Fe-edenítica e
hornblenda hastingsítica (Borges, 1997). Os minerais opacos ocorrem como agregados (± 1 mm) de cristais associados ou inclusos em minerais máficos, ou como produtos de suas transformações (hematita ou ilmenita), alojados ao longo dos planos de clivagens de minerais micáceos. O principal mineral é magnetita. Em menores proporções ocorrem pirita e calcopirita (Borges, 1997).
Encaixantes dos epissienitos sódicos da área do Igarapé Queixada
A rocha encaixante dos epissienitos sódicos é um granito granofírico avermelhado, médio a fino, modalmente
classificado como feldspato alcalino-granito. Nesta rocha
o feldspato potássico varia de euédrico médio a anédrico
fino. Quartzo ocorre em cristais subédricos médios com
embaiamentos, anédricos finos e em intercrescimentos
granofíricos. O plagioclásio apresenta cristais subédricos
substituídos por sericita, fluorita e topázio. As micas primárias são substituídas por muscovita litinífera, fluorita e
óxidos de ferro ± clorita. Zircão e fases opacas estão
associados às micas alteradas.
O granito granofírico é intrusivo em biotita-granito,
considerada como a encaixante superior da zona hidro-
termalizada. O biotita-granito é de granulação grossa a
média, composto por feldspato potássico mesopertítico e
quartzo, raro plagioclásio e mica escura, arranjados em
textura granular seriada. O granito situado abaixo dos
epissienitos sódicos é de granulação média, mais intensamente alterado do que o granito encaixante superior, o
que lhe confere cor avermelhada escura, onde as micas
primárias estão quase totalmente substituídas e os feldspatos estão parcialmente greisenizados.
V. PETROGRAFIA DAS MINERALIZAÇÕES
ESTANÍFERAS PRIMÁRIAS
Mineralizações estaníferas primárias associadas
ao Granito Madeira
A mineralização estanífera no Granito Madeira ocorre disseminada nas duas subfácies do albita-granito. As
principais características petrográficas das duas subfácies estão sumariadas na Tabela 2. Análises modais de
amostras representativas de ambas constam das Tabelas
3 e 4, respectivamente.
As duas subfácies têm em comum o fato de serem
feldspato alcalino-granitos de caráter subsolvus (Tuttle &
Bowen, 1958), tendo como constituintes essenciais quartzo,
albita e feldspato potássico. Apresentam diversas similaridades texturais, divergindo, porém, em uma série de aspectos significativos (Tabelas 2, 3 e 4; Figura 9):
1) O albita-granito de núcleo apresenta conteúdos
modais médios de quartzo, albita e feldspato po-
Tabela 2 – Características mineralógicas e texturais das subfácies do albita-granito
412
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Tabela 3 – Composições modais do albita-granito de núcleo (% em volume; Costi, 2000)
Ab: albita Kf: feldspato potássico Qz: quartzo Fe-mica: mica escura ferrífera Pll: polilitionita Criol: criolita Zir: zircão Prcl: pirocloro Opc: opaco
Tor: torita Rbck: riebeckita Cass: cassiterita QAP*: quartzo+feldpato potássico+albita
1. Esfalerita - 0.25%; Carbonato - 0.42% 2. 1,25% da mica escura substituída p/ clorita 3. Óxidos/hidróxidos de Fe - 0.84%; mica escura alterada 0.36% 4. Kf tardio (adulária?) - 0.26%; óxidos/hidróxidos de Fe - 0.23%; egirina - 0.03%; carbonato (?) - 0.03% 5. Seção não homogênea, com
banda félsica (albitito) 6. Qz. de gran. grossa; MNI (mineral não identificado) - 0.17% (alt. criolita); tr. de cassiterita 7. Egirina - 0.25% 8. Egirina
- 0.14% 9. MNI - 0.26% 10. 35% dos cristais de micas escura estão alterados 11. Clorita - 0.35%
Tabela 4 – Composições modais no albita-granito de borda (% em volume; Costi, 2000)
Ab: albita Kf: feldspato potássico Qz: quartzo Clt: clorita Flt: fluorita Zir: zircão Fngt: fengita Opc: opaco Tor: torita Cass: cassiterita QAP*:
quartzo+feldpato potássico+albita
1.Esfalerita - 0,11% 2.Opacos como óxidos/hidróxidos de Fe, provavelmente secundários; pirocloro incluso em Qz - 0,16% 3.Mica escura total ou
parcialmente substituída por clorita 4.Fluorita inclusa em zircão; pirocloro inalterado incluso em quartzo 5. Li-mica – 0,11%; opacos como
impregnação de cor avermelhada ou em agregados esponjosos (óxidos/hidróxidos de Fe) 6. Mica branca como agregados incolores de granulação fina,
com raros cristais de polilitionita de cor azulada entremeados; opacos em agregados terrosos (óxidos/hidróxidos de Fe) com cores avermelhadas
escuras; criolita inalterada inclusa em quartzo - 0,15% 7.Agregados de óxidos de Fe + micas brancas - 0,19%; total de opacos incluem 1,96% de óxidos
de Fe em agregados pulverulentos avermelhados e 0,19% de hematita acicular marrom avermelhado 8.Opacos incluem 1,94% de hematita acicular
e 0,34% de óxidos/hidróxidos de Fe em agregados esponjosos; esfalerita - 0,04%; mica escura rica em Fe - 0,80% 9. Kf aparentemente homogêneo,
com raras inclusões de albita em laths, ocorrendo junto a Kf com pertitas largas; opacos com formas alongadas, localmente translúcidas avermelhadas
(hematita); toda a seção mostra intensa impregnação por opacos microgranulares 10.Seção fortemente impregnada por opacos microgranulares;
esfalerita - 0,19%; quartzo com inclusões de hematita acicular ou em lamelas estreitas; Kf pertítico juntamente a Kf aparentemente homogêneo.
tássico próximos entre si, correspondendo, cada
um deles, a aproximadamente 30% do total da
rocha. No albita-granito de borda observa-se aumento no quartzo modal, compensado pela diminuição da albita, resultando em razões albita/quartzo comparativamente menores (<1). Esse contraste composicional é evidente no diagrama Qz413
Ab-Kf (Figura 9), onde as amostras da fácies de
núcleo concentram-se no centro do diagrama, ao
passo que as da de borda deslocam-se em direção à aresta Qz-Kf. Algumas amostras do albitagranito de núcleo, excepcionalmente enriquecidas
em albita, deslocam-se em sentido oposto. Embora, a priori, a comparação entre dados modais e
Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas
2)
3)
4)
5)
6)
7)
normativos não permita conclusões definitivas, é
evidente a semelhança entre as composições
modais do albita-granito de núcleo e as dos pontos mínimos obtidos experimentalmente para sistemas graníticos contendo apenas H2O (Tuttle &
Bowen, 1958; Luth et al., 1964) ou H2O e diferentes conteúdos de F (Manning, 1981, 1982; Pichavant & Manning, 1984). Isto não se verifica
no caso do albita-granito de borda, que se afasta
dessas composições.
O mineral de flúor típico do albita-granito de núcleo é criolita (Na3AlF6), com valores modais
médios de 5,73%, enquanto no albita-granito de
borda é fluorita (CaF2), com teores médios de
2,09%.
Polilitionita e uma mica escura rica em ferro são
fases importantes no albita-granito de núcleo (em
média 2,30 e 1,59%, respectivamente); na fácies
de borda não ocorre mica ferrífera, polilitionita
ocorre esporadicamente, sempre em proporções
acessórias, e a clorita é uma fase importante em
muitas amostras.
Anfibólio sódico (riebeckita), por vezes com egirina associada, perfaz em média 1,45% do albitagranito de núcleo. Tais fases, juntamente com pirocloro [(Na,ETR,Ca)2Nb2O6(OH,F)], típicas de
associações peralcalinas, estão ausentes na fácies de borda, onde a fase rica em nióbio é columbita [(Fe,Mn)Nb2O6].
Zircão é uma fase importante nas duas subfácies,
porém seu conteúdo modal médio é mais elevado
na fácies de borda (1,73%) do que na de núcleo
(1,05%).
Torita e cassiterita estão presentes em ambas
subfácies, sendo a última comparativamente mais
freqüente.
As proporções de opacos são mais elevadas na
fácies de borda (0,98%), onde provavelmente predominam cristais de hematita, os quais traduzem
a oxidação sofrida pela rocha. No albita-granito
de núcleo tem-se em média 0,48% de minerais
opacos, representados principalmente por magnetita.
Aspectos texturais e composicionais do albita-granito de núcleo
Macroscopicamente o albita-granito de núcleo é rocha holocristalina inequigranular, em geral isótropa, de cor
cinza médio com pontuações e manchas pretas. Texturas
de fluxo, reveladas pela orientação preferencial de ripas
de albita, lamelas de micas e prismas de anfibólio, foram
observadas em diferentes pontos do stock, tanto em aflo-
Figura 9 – Diagrama quartzo (Qz) - albita (Ab) - feldspato
potássico (Kf), em proporções modais, para as fácies do
albita-granito do Granito Madeira. Estão plotados, para comparação, o ponto mínimo para composições haplograníticas
saturadas em H2O e 0% de F (Tuttle & Bowen, 1958), e os
mínimos, com teores de F de 1%. 2% e 4% (Manning, 1981).
ramentos quanto em testemunhos de sondagem, sendo
marcantes nas variedades enriquecidas em albita. Também é freqüente a ocorrência de bolsões ou porções pegmatóides, de dimensões centimétricas a métricas, compostos por quartzo, feldspatos, micas, criolita e anfibólios.
Ao microscópio o arranjo textural predominante no
albita-granito de núcleo oscila entre seriado e porfirítico,
havendo passagem transicional de um tipo para outro, em
intervalos muito estreitos, e alternâncias entre eles ao longo
do perfil vertical de um mesmo furo de sondagem. As
rochas com textura seriada (Figura 10) apresentam granulação variando de fina a média, sendo a fração mais
fina composta por albita, criolita e várias fases acessórias, enquanto a fração de granulação média compreende
quartzo e feldspato potássico. As rochas porfiríticas apresentam fenocristais de quartzo de granulação média a
grossa, com dimensões variando de dois a seis milímetros, e matriz fina composta principalmente por albita,
feldspato potássico, criolita, polilitionita, mica ferrífera,
zircão e riebeckita.
São comuns, nas diferentes variedades texturais de
albita-granito de núcleo, agregados minerais cuja natureza e arranjo textural indicam serem relacionados com
o preenchimento de cavidades ou amígdalas. Estes agregados são formados principalmente por criolita, zircão e
polilitionita, aos quais podem associar-se albita, riebeckita, opacos e cassiterita, e sua origem provavelmente
está relacionada à acumulação de voláteis, exsolvidos
na forma de bolhas ao longo da cristalização do albitagranito.
414
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
(a)
(b)
Figura 10 – Aspecto textural do albita-granito de núcleo. (a) (nicóis paralelos): feldspatos levemente turvos e quartzo, e
pontuações escuras de criolita disseminada. (b) (nicóis cruzados): ripas de albita, juntamente com feldspato potássico e
quartzo, agregados de criolita de baixa birrefringência e lamelas de mica ferrífera; largura da imagem - 4 mm
Outro aspecto textural marcante do albita-granito de
núcleo é a presença freqüente de textura do tipo snowball (Beus, 1982; Pollard, 1989; Schwartz, 1992; Helba
et al., 1997). Tal textura é exibida mais comumente pelos
fenocristais ou cristais mais desenvolvidos de quartzo,
sendo definida pela inclusão de ripas de albita dispostas
paralelamente às faces do cristal de quartzo e desenvolvendo padrões espiralados no seu interior (Figura 11).
Alguns fenocristais isolados ou cristais mais desenvolvidos de feldspato potássico também apresentam textura
snowball, englobando múltiplas inclusões de ripas de albita com arranjo característico. Essa feição textural indica que quartzo e, pelo menos localmente, feldspato potássico englobaram albita durante o processo de crescimento e cristalização. A presença de texturas do tipo snowball tem sido interpretada como evidência de origem
magmática dos albita-granitos (Pollard, 1989).
O albita-granito de núcleo é composto essencialmente
por feldspato potássico, albita e quartzo. As fases varietais compreendem criolita, zircão, mica litinífera incolor a
azulada, da família da polilitionita, mica escura rica em
ferro e anfibólio sódico do grupo da riebeckita. Entre os
minerais acessórios tem-se pirocloro e fases associadas,
cassiterita, torita e opacos. Ocorrem, esporadicamente,
thomsenolita, prosopita e outros aluminofluoretos produzidos por alteração ou substituição da criolita, egirina,
xenotímio, catapleiita, genthelvita, cerussita, siderita, esfalerita, magnetita, ilmenita, galena e uraninita, além de
alguns minerais ainda não identificados.
Albita compõe sempre a fração de granulação fina do
albita-granito de núcleo. Ocorre principalmente em seções longas e estreitas (ripas ou laths) com comprimento
máximo de 0,5 mm, aspecto límpido, raramente apresentando maclas polissintéticas bem definidas. Em várias
amostras a albita ocorre em agregados, formando feixes
compostos por aglutinação de várias ripas, onde os cris-
tais se dispõem segundo uma orientação preferencial, indicando a ocorrência de fluxo durante a cristalização da
rocha.
Feldspato potássico apresenta cristais com formas
euédricas a subédricas e aspecto variando de límpido a
moderadamente turvo. Caracteriza-se, de modo geral, por
apresentar granulação dominante inferior àquela dos grãos
de quartzo e nitidamente superior à das ripas de albita.
Seus grãos apresentam, em sua grande maioria, granulação média (1 a 3 mm), podendo muito localmente apresentar desenvolvimento excepcional e chegar a formar
fenocristais euédricos. Seus cristais são ora desprovidos
de lamelas sódicas, exibindo aspecto homogêneo, ora incipientemente pertíticos, contendo pequena proporção em
volume de lamelas sódicas em forma de finos filmes esparsos. A densidade das lamelas sódicas no feldspato
potássico varia verticalmente, com as rochas mais próximas ao teto da intrusão apresentando feldspatos potássicos mais homogêneos, ou com pertitização menos desen-
Figura 11 – Textura snowball em cristal de quartzo do albitagranito de núcleo (nicóis cruzados; largura da foto - 4 mm)
415
Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas
volvida, enquanto feldspato potássico ocorrente nas rochas de cotas mais baixas e mais internas ao corpo (níveis inferiores dos furos de sondagem) apresenta maior
densidade de lamelas sódicas.
As relações texturais entre os feldspatos não indicam a
existência de processos de albitização expressivos do feldspato potássico, sendo notável a ausência ou escassez de
grãos de albita intergranular e de feições de coroas trocadas ao longo dos contatos entre diferentes cristais de feldspato potássico. Esse aspecto distingue claramente o albitagranito das demais fácies do Granito Madeira. Os contatos
entre feldspato potássico e albita são denteados ou lobados
e, por vezes, os cristais mais desenvolvidos de feldspato
potássico apresentam inclusões de albita alinhadas, caracterizando a textura snowball e indicando que, nestes casos, o feldspato potássico englobou albita durante o processo de crescimento e cristalização.
O quartzo comumente apresenta-se como fenocristais de granulação grossa e contornos euédricos, ocorrendo, com menor freqüência, em agregados policristalinos irregulares. Suas seções têm sempre aspecto límpido, com extinção ondulante moderada a fraca e tendência a recuperar completamente toda e qualquer fratura
ocorrente nos estágios tardi ou pós-magmáticos. Estas
fraturas e fissuras ficam assinaladas nos cristais por trilhas formadas por inclusões fluidas secundárias e grânulos de prováveis minerais opacos.
Os fenocristais de quartzo exibem formas variadas de
ocorrência. Nas rochas onde a criolita é expressiva, os
fenocristais de quartzo comumente desenvolvem texturas em peneira, caracterizadas pela presença de diversas
inclusões arredondadas de criolita de granulação fina a
média dispostas aleatoriamente no interior do quartzo.
Como já mencionado, texturas do tipo snowball também
são freqüentes no quartzo, constituindo-se em feição
marcante desse mineral e da rocha. O quartzo também
ocorre em agregados policristalinos, formados pela aglu-
tinação ou coalescência de dois ou mais indivíduos. A
evolução destes aglomerados em geral culmina com a
formação de um único cristal euédrico bipiramidal, observando-se este processo em todos os seus estágios intermediários. Durante a formação e crescimento dos agregados são englobadas ripas de albita, cristais de criolita,
pirocloro, etc., que se distribuem de maneira aleatória no
interior do quartzo.
Excetuando feldspatos e quartzo, criolita é a fase modalmente mais abundante no albita-granito de núcleo (Tabela 2). Forma cristais anédricos, incolores, com birrefringência e índices de refração extremamente baixos
(Pauly, 1977), os menores dentre todos os minerais transparentes, superando apenas a villiaumita (NaF). Sua simetria é monoclínica, mas a birrefringência baixa faz com
que seus cristais aparentem ser isótropos. Apenas em indivíduos mais desenvolvidos pode-se observar seu caráter biaxial positivo e os vários sistemas de maclas polissintéticas (Pauly, 1978), típicos deste mineral (Figura 12).
Criolita ocorre sob formas variadas no albita-granito
de núcleo. A mais freqüente é como cristais de granulação fina a média, anédricos e arredondados, disseminados na matriz das rochas porfiríticas ou entremeados à
albita na fração de granulação mais fina das rochas de
textura seriada. Seus contatos com albita e feldspato potássico são retilíneos a côncavo-convexos, evidenciando
sua cristalização precoce e sua estabilidade dentro da
paragênese. A criolita ocorre também como cristais isolados ou formando agregados irregulares a arredondados
de granulação média a grossa, aos quais se juntam zircão, cassiterita, torita, micas da família da polilitionita,
opacos e, ocasionalmente, riebeckita. Devido às suas características texturais, a formação dos aglomerados é relacionada aos estágios finais de cristalização, sugerindose duas possibilidades para a sua origem: a) representam
cavidades formadas por dissolução, preenchidas por fluidos tardimagmáticos intersticiais; b) representam bolhas
(a)
(b)
Figura 12 – Aspecto microscópico de cristais de criolita em albita-granito de núcleo. (a) Nicóis paralelos. (b) Nicóis cruzados);
largura da imagem - 4 mm
416
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
de fluidos ricos em F, Zr, Rb, Nb, U, Sn, Th, REE, segregados a partir do líquido que originou o albita-granito de
núcleo.
O zircão é mineral de presença constante no albitagranito de núcleo, perfazendo proporções médias de 1%.
Ocorre como cristais de granulação fina a média, com
dimensões entre 0,2 a > 1mm e formas euédricas a subédricas (Figura 13). Seus cristais são invariavelmente turvos, com aspecto esponjoso devido a abundantes inclusões microgranulares opacas. Além disso, comumente
apresentam inclusões de ripas de albita, grânulos de criolita, opacos, micas, torita e fluorita (Figura 13). Estas características texturais indicam cristalização bastante tardia, refletindo o caráter peralcalino do líquido que originou o albita-granito de núcleo. Este tipo de zircão é referido na literatura como malacom ou cirtolita, em virtude
de ser hidratado e parcialmente alterado (Dana & Ford,
1932).
As micas litiníferas são da família da polilitionita. Apresentam-se como cristais subédricos a euédricos com relevo moderado e pleocroísmo fraco a moderado, variando de incolor a azul claro. São relativamente freqüentes
em um mesmo cristal variações de incolor a cinza claro
ou azul pálido, sugerindo um zoneamento.
As micas escuras são tipos ricos em ferro, ocorrendo
em cristais lamelares estreitos, alongados segundo [001].
Apresentam indivíduos de pleocroísmo forte a moderado,
variando em tons de verde escuro a marrom esverdeado
ou marrom amarelado claro a marrom alaranjado. Seus
cristais habitualmente são anédricos, com bordos irregulares devido a reações que acontecem principalmente ao
longo de seus contatos com albita, sugerindo reequilíbrio
nos estágios finais de cristalização ou pós-magmáticos.
Estas reações são observadas em diferentes estágios e
culminam com a corrosão e dissolução parcial da mica,
que mostra então bordos denteados, escalonados ou embaiados.
Riebeckita é uma das fases características do albitagranito de núcleo. A forma mais comum de ocorrência é
como cristais prismáticos alongados, com intenso pleocroísmo desde azul índigo ou azul esverdeado claro a azul
escuro profundo. Sob esta forma a riebeckita apresentase associada à criolita ou às micas litiníferas, formando
agregados policristalinos ou preenchendo possíveis cavidades ou amígdalas. A riebeckita ocorre também como
cristais fibrosos aciculares, compondo agregados de contornos aproximadamente circulares, em forma de ninhos.
Apresenta-se ainda como cristais poiquilíticos, localmente com dimensões superiores a 10 mm, que englobam feldspatos, quartzo, criolita, zircão, pirocloro, opacos e micas, indicando sua cristalização tardia. Por vezes, a riebeckita mostra substituição parcial por cristais granulares anédricos ou aciculares ou por agregados maciços de
egirina.
Os minerais da família do pirocloro apresentam-se em
cristais euédricos a anédricos de granulação fina, com
cores variando de amarelo limão claro a amarelo escuro
com tonalidades avermelhadas ou vermelho escuro. Ocorrem disseminados na fração de granulação mais fina da
rocha, em meio à albita e aos demais minerais acessórios
ou inclusos em quartzo e, eventualmente, feldspatos.
A cassiterita apresenta cristais com granulometria
muito variável, desde muito fina até grossa, predominando os cristais de granulação fina a média. Suas formas
geralmente são subédricas, sempre mostrando zonação
definida pela alternância de faixas irregulares de coloração vermelho amarelado e vermelho escuro. A cassiterita geralmente ocorre em grãos isolados entre os demais
constituintes da fração de granulação fina do albita-granito de núcleo, mas algumas vezes forma agregados juntamente com criolita, zircão, riebeckita, polilitionita e mica
escura. Seu conteúdo modal é muito variável (Tabela 2),
mas as proporções mais altas são registradas em amostras provenientes das cotas mais elevadas do stock.
(a)
(b)
Figura 13 – Aspecto microscópico de cristais de zircão em albita-granito de núcleo. (a) Nicóis cruzados. (b) Nicóis paralelos);
largura da imagem - 4 mm
417
Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas
Aspectos texturais e composicionais do albita-granito
de borda
Macroscopicamente, o albita-granito de borda é uma
rocha holocristalina inequigranular, com tonalidades variando desde marrom avermelhado a castanho avermelhado escuro ou vermelho escuro, sempre mostrando manchas e pontuações pretas ou verde escuro. Estruturalmente é isótropa e de aspecto maciço.
Sua textura é porfirítica, evidenciada pela ocorrência
de matriz fina envolvendo uma fração percentualmente
subordinada, de granulação média a grossa, composta por
fenocristais de quartzo, geralmente arredondados, e concentrações de minerais máficos. Fraturas estreitas são
preenchidas por minerais tardios (quartzo, fluorita, clorita
e sulfetos).
O albita-granito de borda é composto essencialmente
por quartzo, feldspato potássico e albita (Tabela 3). Zircão, fluorita e opacos apresentam conteúdos modais expressivos em todas as amostras analisadas e clorita ocorre na maioria delas. Micas incolores fengíticas, comumente com restos de lamelas de polilitionita associadas,
também são abundantes em algumas amostras. Cassiterita, torita e columbita são fases acessórias bastante freqüentes, ao passo que xenotímio, galena, esfalerita e uraninita são mais raras. A identificação de columbita, galena e uraninita foi realizada através da interpretação de
seus espectros de raios-X, obtidos por EDS acoplado a
microscópio eletrônico de varredura.
O albita-granito de borda apresenta, ao microscópio,
arranjo textural predominantemente porfirítico, com fenocristais de quartzo de granulação média a grossa, com
dimensões variando de dois a maiores do que cinco milímetros, englobados por matriz de granulação fina a mé-
dia, composta dominantemente por feldspato potássico,
albita, zircão, fluorita e opacos (Figura 14). As seções
exibem, em geral, aspecto turvo, com todas as fases, exceto quartzo, apresentando grau variável de impregnação
ou recobrimento por película formada de grânulos submicroscópicos, provavelmente de óxidos e/ou hidróxidos de
ferro, que lhes confere uma tonalidade avermelhada muito característica.
Outro aspecto textural notável é a freqüente presença
de sobrecrescimentos nos cristais de quartzo, os quais
tendem a invadir e substituir diferentes fases minerais em
contato com esse mineral ou nele inclusas. Há evidências
texturais de reabsorção parcial de cristais de albita em
contato com grãos de quartzo, os quais tendem a ocupar
o espaço deixado pela albita. Também é comum o desenvolvimento de grãos de quartzo, em geral associados a
outras fases, substituindo pseudomorficamente seções
alongadas de micas ricas em ferro.
São freqüentes também as feições texturais relacionadas à dissolução de fases primárias (Figura 14b), formando cavidades irregulares que são preenchidas por
quartzo secundário, albita, clorita e, eventualmente, fluorita e opacos.
Processos de substituição envolvendo micas ricas em
ferro são marcantes no albita-granito de borda, onde esta
fase encontra-se inteiramente desestabilizada e substituída por clorita ou por associações de quartzo + hematita
ou albita + fluorita + hematita. Constata-se, de modo geral, intensa oxidação da mica rica em ferro.
Evidências de greisenização incipiente, reveladas pela
presença de micas fengíticas, em geral substituindo os
feldspatos, assim como pelo desenvolvimento de clorita e
quartzo secundários, também são relativamente freqüentes no albita-granito de borda.
(a)
(b)
Figura 14 – Aspecto microscópico do albita-granito de borda. (a) (nicóis cruzados): cristais anédricos de quartzo com
bordos serrilhados, ripas de albita e cristais anédricos de feldspato potássico. (b) (nicóis cruzados): cristais anédricos de
quartzo de granulação média, preenchendo espaço formado por dissolução de fases pré-existentes, ripas de albita e cristais
anédricos de feldspato potássico, ambos de granulação fina (largura das imagens – 4 mm)
418
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Transição albita-granito de núcleo – albita-granito
de borda
As transformações mineralógicas e petrográficas que
caracterizam a zona de transição entre o albita-granito
de núcleo e o albita-granito de borda são definidas por:
1. desestabilização de criolita, principal fase portadora
de F no albita-granito de núcleo, substituída inicialmente por outros aluminofluoretos, e evoluindo até
a formação de fluorita no albita-granito de borda;
2. desestabilização dos minerais do grupo do pirocloro, fases portadoras de Nb no albita-granito de núcleo, até a formação de columbita no albita-granito
de borda;
3. desestabilização das micas ferríferas do albita-granito de núcleo e sua progressiva substituição por
riebeckita, mica litinífera, criolita e opacos e, posteriormente, por clorita + fluorita ou quartzo + opacos, fases estáveis no albita-granito de borda;
4. pigmentação da rocha por microgrânulos opacos,
que se espalham por toda a superfície da seção,
que adquire aspecto turvo.
Estes processos são graduais ao longo das zonas de
transição, identificáveis macroscopicamente tanto em
amostras de superfície quanto em testemunhos de furos
de sondagem. Macroscopicamente são evidenciados pela
mudança na coloração do albita-granito de núcleo, que
passa inicialmente a apresentar cores acinzentadas mais
claras, tendendo para tons amarelados a dourados. Com
a progressão do processo, a rocha começa a exibir pontuações e manchas avermelhadas claras até tomar coloração francamente avermelhada no seu final.
Microscopicamente, o estágio precoce da transição é
indicado pela desestabilização de criolita. Nas etapas iniciais do processo o aspecto do mineral permanece em
grande parte inalterado, com seus cristais continuando
incolores, com relevo baixo e de aspecto rugoso. Gradu-
almente passam a apresentar birrefringência um pouco
mais elevada e vários de seus cristais acusam caráter
ótico biaxial negativo, indicando o início da substituição
por outros aluminofluoretos, provavelmente thomsenolita. Com o avanço do processo desaparecem as maclas
características da criolita e a fase que a substitui apresenta cristais com relevo e birrefringência cada vez mais
elevados e aspecto superficial liso (Figura 15). Nos estágios mais avançados da substituição da criolita observase o início da estabilização da fluorita, cuja abundância
cresce progressivamente, até tornar-se a única fase portadora de F ocorrente na rocha.
Quando o conjunto acima é intemperizado ou afetado
por fluidos, provavelmente de origem meteórica, os minerais de substituição da criolita são alterados e pseudomorfisados por massas compostas por minerais zeolíticos, que se arranjam em agregados granulares incolores
ou levemente amarelados (Figura 16). Nos agregados os
minerais zeolíticos dispõem-se em forma de leques característicos, podendo, por sua vez, ser substituídos por
argilominerais.
Concomitante aos estágios intermediários de substituição da criolita ocorre também a desestabilização dos
minerais do grupo do pirocloro, até sua substituição total
por columbita.
Mineralizações estaníferas primárias associadas
ao Granito Água Boa
As mineralizações estaníferas primárias associadas ao
Granito Água Boa ocorrem vinculadas a greisens e epissienitos sódicos. Os dados aqui apresentados, referentes
a estas rochas, baseiam-se, respectivamente, em Borges
(1997, 2002) e Costi et al. (1996a, 1996b, 1997, 2002).
Borges et al. (2003) apresentaram estudo detalhado em
microssonda eletrônica das composições dos principais
minerais filitosos identificados nesses greisens.
(a)
(b)
Figura 15 – Aspecto microscópico da substituição parcial de criolita por fluoretos hidratados em rocha transicional entre
albita-granito de núcleo e albita-granito de borda. (a) Nicóis paralelos. (b) Nicóis cruzados; largura da imagem - 4 mm)
419
Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas
(a)
(b)
Figura 16 – Aspecto microscópico da substituição de criolita por minerais zeolíticos em rocha transicional entre albitagranito de núcleo e albita-granito de borda. (a) Nicóis paralelos. (b) Nicóis cruzados; largura da imagem - 4 mm)
Feições mesoscópicas e macroscópicas dos greisens
e epissienitos potássicos
Aspectos gerais
Para o estudo petrográfico detalhado dos greisens,
foram selecionados oito furos provenientes de malha de
sondagem exploratória. A amostragem foi iniciada abaixo
da interface saprólito-rocha sã, procurando-se cobrir os
principais intervalos representativos dos greisens e suas
rochas encaixantes. Com base no estudo petrográfico
(Borges, 1997, 2002), distinguiram-se três tipos de greisens:
a) greisen 1 (Gs1): é uma rocha de cor preta a cinza
clara, com textura granular média, composta essencialmente por quartzo, topázio, siderofilita marrom e esfalerita, acompanhados por quantidades
variáveis de cassiterita, pirita, calcopirita, zircão,
fluorita, siderita e anatásio;
b) greisen 2 (Gs2): é uma rocha acinzentada a preta,
de granulação média, composta essencialmente por
quartzo, fengita e fluorita. Quantidades subordinadas de siderofilita verde, clorita, topázio, cassiterita, esfalerita, rutilo, zircão e pirita complementam
a mineralogia;
c) greisen 3 (Gs3): é uma rocha verde acinzentada
escura a verde clara, com textura granular média,
constituída essencialmente por quartzo, fengita e
clorita, com quantidades subordinadas de cassiterita, pirita, galena, esfalerita, zircão, rutilo, berilo e
fluorita.
Um dos aspectos macroscópicos mais característicos
dos greisens é sua distribuição em zonas verticais bem
definidas, onde a transição para as rochas encaixantes é
marcada por granitos greisenizados no caso do greisen 1;
por granitos avermelhados fortemente oxidados e hidrotermalizados no caso do greisen 2; e por epissienitos potássicos no caso do greisen 3.
Para a apresentação e discussão dos dados petrográficos, foram selecionados: o furo F2 (Figura 17), representativo da zona de ocorrência do greisen 1; o furo F21
(Figura 19), representativo da zona de ocorrência do greisen 2; e o furo F12 (Figura 20), representativo da zona de
ocorrência do greisen 3.
Descrição macroscópica do furo F2
No furo F2 (Figura 17), a partir da interface saprólitorocha sã (18,51 m), foi amostrado um granito pórfiro a
porfirítico, de cor marrom clara a escura, com fenocristais médios englobados por proporção variável de matriz
fina. A rocha ocorre sob a forma de dique, em contato
brusco com um granito piterlítico, sendo observadas bordas de resfriamento no granito pórfiro. A seguir, tem-se o
biotita-granito piterlítico grosso, cinza a cinza rosado, que
é a fácies dominante na borda oeste do Granito Água
Boa. É uma rocha isótropa, com fenocristais ovóides, grossos (até 2 cm) de feldspato alcalino, localmente envolvido por coroas de plagioclásio, em matriz média a fina. A
textura piterlítica grada localmente para porfirítica ou seriada, grossa a média. O padrão de fraturamentos observado é muito heterogêneo e, onde mais intenso, o granito
torna-se muito oxidado, com cores avermelhadas a amarronzadas. As fraturas são milimétricas, com pequeno espaçamento entre si e, normalmente, estão preenchidas
por quartzo, fluorita e clorita em proporções variáveis.
Entre 24,68 m e 29,90 m ocorre a zona greisenizada (ZG),
constituída por intercalação de greisens e granitos greisenizados (Figura 18). Estes últimos foram afetados pelas transformações hidrotermais, porém em grau menor
que os greisens, e apresentam cores cinza amarelado a
cinza rosado. O greisen 1 é uma rocha de densidade relativamente alta (2,75 a 2,93 g/cm3). Apresenta zonas de
predominância modal de topázio ou siderofilita ao longo
do perfil vertical (Figura 18), o que lhe confere caráter
420
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Figura 18 – Detalhe da zona greisenizada do furo F2, apresentando amostras do greisen 1 e granitos greisenizados
interdigitados, e da vênula de quartzo alojada no greisen. As
setas marcam as profundidades dos testemunhos de sondagem e indicam a localização de amostras com análises
petrográficas (LD). GftGs: granito fortemente greisenizado;
ZS: zona rica em siderofilita; ZT: zona rica em topázio. As
demais simbologias conforme a Figura 17.
Figura 17 – Perfil vertical do furo F2, representativo da zona
de ocorrência do greisen 1, apresentando amostras do granito
pórfiro, granito piterlítico cinza e granitos greisenizados
encaixantes dos greisens. O retângulo marcado corresponde
à zona greisenizada, detalhada na Figura 18. As setas marcam
as profundidades dos testemunhos de sondagem, e indicam a
localização de amostras com análises petrográficas. LD:
lâmina delgada; GRP: granito rapakivi; GPF: granito pórfiro;
GfcGs: granito fracamente greisenizado; Gs1: greisen 1.
zonado. Macroscopicamente, as rochas mais ricas em siderofilita mostram cor cinza escura a preta, enquanto as
enriquecidas em topázio têm coloração cinza clara. Em
27,47 m ocorre uma vênula ou bolsão de quartzo leitoso +
clorita + sulfetos, com contatos algo difusos com o greisen. Da base da zona greisenizada até o final do furo,
ocorre novamente o granito cinza piterlítico grosso, que,
além de biotita, também apresenta hornblenda como máfico varietal.
Descrição macroscópica do furo F21
No furo F21 (Figura 19), a partir da interface saprólitorocha sã (22,08 m), ocorre um granito rapakivi cinza
rosado, grosso, com clorita. Aos 25,40 m esta rocha grada
para granito vermelho, grosso a médio, intensamente
oxidado e com substituição de clorita por hematita. Entre
36,25 e 43,17 m ocorre intervalo de maior deformação
rúptil e intensa oxidação do granito rapakivi avermelhado.
Aproximadamente no centro deste intervalo (39,03 – 41,08
m), ocorre uma rocha rosada intensamente
hidrotermalizada, com pouco quartzo, albitização do Kfeldspato, e com ocorrência de albita + fluorita em
cavidades. Esta rocha é interpretada como sendo
epissienito sódico. Aos 52,81 m o granito vermelho passa
para o granito cinza, que se estende até a profundidade
de 72,86 m. Nos intervalos de 49,29-49,46 m e 61,86-
421
Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas
Figura 19 – À esquerda, perfil vertical do furo F21, representativo da área de ocorrência do greisen 2 (Gs2). À direita, detalhe
da zona greisenizada, mostrando a intercalação do greisen 2 com granitos avermelhados greisenizados. As setas indicam a
localização de amostras com análise modal. A foto mostra o contacto superior do greisen 2 com um granito rapakivi
avermelhado greisenizado. Av: granito rapakivi avermelhado; ox: zona de intensa oxidação; AvG: granito rapakivi greisenizado;
EpSNa: epissienito sódico.
62,49 m ocorre um granito vermelho fino intrusivo,
respectivamente, em granito rapakivi oxidado, de cor
vermelha, e em granito cinza, menos hidrotermalizado.
Entre 72,86 e 85,35 m tem-se granito rapakivi vermelho e
acastanhado, grosso, com hornblenda e biotita, em zona
muito fraturada. Associação de clorita + fluorita + rutilo
+ opacos + esfalerita + carbonatos preenche pequenas
cavidades nestas rochas. A zona greisenizada abrange o
intervalo de 85,35 a 92,08 m, sendo constituída pela
intercalação entre o greisen 2 e granitos avermelhados
com grau variável de greisenização.
Os contatos superior e inferior da zona são bruscos.
O greisen 2 é uma rocha cinza esverdeada escura, grossa
a média, rica em quartzo, fengita e fluorita, com
quantidades menores de clorita, siderofilita verde e
esfalerita. Adulária, sericita e albita ocorrem em vênulas
422
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Figura 20 – Perfil vertical do furo F12, representativo da zona de ocorrência do greisen 3, apresentando amostras do granito
piterlítico avermelhado e epissienitos potássicos encaixantes dos greisens. O retângulo marcado corresponde à zona
greisenizada, detalhada na Figura 21. As setas marcam as profundidades dos testemunhos de sondagem e indicam a localização de amostras com análises petrográficas (LD). LD: lâmina delgada; GRPAv: granito rapakivi avermelhado; EpSK: epissienito
potássico; EpSKmod: epissienito potássico modificado; OX: oxidado/oxidação.
tardias. Abaixo da zona greisenizada ocorre pequeno
intervalo de granito rapakivi avermelhado, seguido por
granito rapakivi cinza grosso com biotita e hornblenda,
onde observa-se albita chessboard substituindo o feldspato
potássico.
Descrição macroscópica do furo F12
No furo F12 (Figura 20), abaixo da interface saprólito-rocha sã (20,95 m), foi amostrado granito rosado a ala-
ranjado, intemperizado e muito fraturado. O granito está
em contato brusco com rocha epissienítica de coloração
vermelha a alaranjada. Esta rocha é formada por feldspato alcalino pertítico, plagioclásio sericitizado e cavidades abertas ou preenchidas por albita + argilominerais (?)
+ quartzo + hematita + zircão. Considera-se que esta rocha resultou inicialmente da dessilicificação do granito,
sendo genericamente designada como epissienito potássico (Borges, 2002). Em estágio subseqüente houve deposição de minerais secundários, principalmente quartzo,
423
Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas
Figura 21 – Detalhe da zona greisenizada do furo F12, apresentando amostras dos greisens 3 e epissienitos potássicos
encaixantes. As setas marcam as profundidades dos testemunhos de sondagem e indicam a localização de amostras com
análises petrográficas (LD). LD: lâmina delgada; ZF: zona rica em fengita; ZC: zona rica em clorita; Ep = EpSK: epissienito
potássico; EpSKbrec: epissienito potássico brechado; EpSKgreis: epissienito potássico greisenizado; ox: zona de oxidação
nas cavidades. O epissienito potássico passa gradualmente
para um granito avermelhado oxidado e muito fraturado,
produto de intensa oxidação do granito cinza piterlítico,
no qual os minerais máficos primários foram substituídos
por clorita. Vênulas preenchidas por quartzo + argilominerais (?), cavidades abertas e níveis milimétricos brechados são comuns em todo o intervalo. O granito grada
novamente para epissienito potássico avermelhado intensamente fraturado e oxidado. Entre 49,93 m e 57,63 m
tem-se a zona greisenizada (ZG), constituída por intercalação do greisen 3 e epissienitos potássicos ± greisenizados (Figura 21).
Os contatos superior e inferior da ZG com os epissienitos são bruscos. Os epissienitos potássicos acham-se,
geralmente afetados por deformação rúptil ou mesmo brechados, sendo, neste caso, constituídos de fragmentos angulosos a subangulosos de feldspatos muito fraturados e
impregnados por óxidos de ferro, e cavidades coalescen-
424
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
tes preenchidas por quartzo poligonalizado, clorita e mica
branca. O greisen 3 tem textura granular média xenomórfica e é uma rocha porosa, com baixa densidade (2,41
a 2,74 g/cm3). Ele ocorre em dois níveis distintos, apresentando variações mineralógicas. No nível superior da
ZG a rocha tem coloração verde clara e predominância
de fengita sobre clorita (zona rica em fengita), enquanto
no nível inferior o greisen tem cor verde acinzentada escura e mostra predominância de clorita sobre fengita (zona
rica em clorita). Entre 49,93 m e 51,60 m ocorre nível de
greisen muito oxidado e friável, bastante fraturado, com
manchas ocres e verde claras, que provavelmente corresponde à zona rica em fengita.
Abaixo da ZG, o epissienito potássico apresenta-se
muito fraturado e oxidado, e tem aspecto poroso dado por
muitas cavidades abertas (Figura 21). Quando preenchidas, as cavidades mostram associação de quartzo + clorita + hematita (?) + fluorita + argilominerais (?). Esta rocha apresenta contato inferior brusco com granito equigranular fino, rosado. Abaixo deste foi amostrado somente o granito piterlítico avermelhado, pouco fraturado e oxidado.
sen a topázio-quartzo-greisen, respectivamente. As amostras da ZS ocupam principalmente o campo IV, com algumas no campo V, correspondendo a topázio-mica-quartzo-greisen com variação para mica-quartzo-greisen, segundo os critérios de Kühne et al. (1972). Por outro lado,
as duas amostras mais ricas em siderofilita da ZS ocupam os campos VIII e IX, correspondendo, respectivamente, a quartzo-topázio-mica-greisen e quartzo-micagreisen. Estas amostras pertencem a zonas de contato do
greisen com granitos greisenizados, onde o Gs1 é extremamente rico em siderofilita.
Nestes greisens o quartzo desenvolve cristais anédricos, comumente fraturados, com 0,2 a 4,5 mm. Nos contatos com granitos greisenizados observam-se texturas
de dissolução em minerais como albita, feldspato potássico e micas, com posterior substituição por quartzo, resultando em mosaicos de grãos com contatos interdigitados.
O topázio ocorre principalmente em massas ou agregados, na forma de prismas curtos, fraturados, com di-
Petrografia dos greisens e epissienitos potássicos
As tipologias de greisens, conforme já mencionado,
apresentam características texturais e paragêneses minerais distintas. As análises modais (Tabelas 5 e 6) foram
realizadas com contagem de 1300 a 2500 pontos por seção delgada. A classificação dos greisens foi baseada na
abundância relativa dos seus principais constituintes mineralógicos. Os estudos microscópicos de detalhe, associados aos dados modais, demonstraram a existência de
variações mineralógicas internas nos diferentes tipos de
greisens, definidas pela predominância de determinados
constituintes minerais.
Greisen 1 (Gs1)
O Gs1 apresenta textura granular média a fina, sendo
uma de suas características mais notáveis o desenvolvimento de zonação mineralógica interna. Ao longo do contato com as encaixantes, os greisens são relativamente
enriquecidos em siderofilita, enquanto nas porções mais
centrais se enriquecem em topázio (Figura 18, Tabela 5).
Estes níveis foram denominados de zona rica em siderofilita (ZS) e zona rica em topázio (ZT), respectivamente.
No entanto, os dois minerais não são mutuamente exclusivos e ocorrem associados ao longo de todo o intervalo
da zona greisenizada estudada.
Na Figura 22 as amostras da ZT distribuem-se principalmente ao longo do campo III, com algumas no campo
II, e são classificadas como mica-topázio-quartzo-grei-
Figura 22 – Distribuição dos greisens associados ao Granito
Água Boa no diagrama triangular de Kühne et al. (1972,
modificado). O vértice representado pelas micas, no diagrama original, foi adaptado para os filossilicatos (siderofilita
+ fengita + clorita), em função das particularidades
mineralógicas observadas nas amostras estudadas. Gs1:
greisen 1; Gs2: greisen 2; Gs3: greisen 3; ZS: zona rica em
siderofilita; ZT: zona rica em topázio; ZF: zona rica em fengita;
ZC: zona rica em clorita. O campo demarcado corresponde
às amostras da ZS nos contactos do Gs1 com os granitos
greisenizados, onde o enriquecimento em siderofilita é extremamente alto. As amostras do furo 21 (F21) são as mais
enriquecidas em quartzo do Gs2.
425
Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas
Tabela 5 – Composições modais do greisen 1 (Gs1) associado ao Granito Água Boa.
Tabela 6 – Composições modais de amostras dos greisens 2 (Gs2) e 3 (Gs3) associados ao Granito Água Boa.
426
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
mensão média em torno de 0,2 mm. Os dados modais
(Tabela 5) indicam que nas amostras onde o topázio é
mais abundante há sensível diminuição no conteúdo de
siderofilita, observando-se nesses casos feições de substituição com a formação de contatos côncavo-convexos
entre esses minerais (Figura 23a). Em zonas mais fraturadas ocorre uma população de topázio de granulação
muito fina (< 0,05 mm), o que confere um aspecto sacaróide à rocha. Nestas zonas, o topázio pode substituir até
mesmo quartzo.
A siderofilita constitui agregados de lamelas subédricas a euédricas, com dimensões entre 0,3 e 1,2 mm e
pleocroísmo entre marrom claro e creme (Figura 23a,b,c).
Apresenta-se parcialmente substituída por clorita verde
oliva, principalmente próximo a vênulas tardias.
A cassiterita ocorre disseminada e apresenta-se sob
duas formas: (a) em cristais anédricos a subédricos,
marrom avermelhados a incolores (>1 mm), associados a
anatásio, siderofilita, esfalerita e quartzo (Figura 23b), e
(b) em grãos anédricos, incolores a vermelho pálido (<1
mm), associados ou inclusos em topázio, quartzo, esfalerita,
calcopirita e siderofilita parcialmente cloritizada (Figura
23c). Uma textura particular, associada ao tipo (b), é a
ocorrência da cassiterita em delgadas coroas descontínuas
ao redor de esfalerita e/ou pirita (Figura 23f). Ambos
apresentam zonação composicional irregular, do tipo em
manchas, e pleocroísmo discreto. O zoneamento da
cassiterita mais avermelhada é causado pela presença de
baixos teores de Ti e Nb, enquanto a cassiterita incolor é
quimicamente mais pura (Borges et al., 2000; Costi et
al., 2000b).
A esfalerita ocorre em dois tipos textural e
composicionalmente distintos: (a) em cristais de cor
vermelho escuro (Figura 23d), relativamente mais ricos
em ferro, e (b) em grãos ocre/laranja, quimicamente mais
pobres em ferro. Esta última ocorre em cavidades,
associada à clorita e pirita (Figura 23e) e aparentemente
está vinculada à geração mais tardia na seqüência
paragenética do Gs1.
A pirita se apresenta em agregados de grãos euédricos
a subédricos, seguidamente associada à esfalerita e/ou
cassiterita. Localmente é substituída por clorita verde oliva,
gerando pseudomorfos. Nesses agregados também se
observam, mais raramente, lamelas finas de mica branca.
O zircão normalmente ocorre em prismas curtos ou
alongados euédricos, por vezes zonados, com dimensões
médias de 0,25 mm.
O carbonato, provavelmente siderita, é intersticial, com
dimensão média de 0,3 mm, associado preferencialmente
à pirita e/ou esfalerita.
Inclusões de monazita em anatásio e cassiterita e de
xenotímio em siderofilita foram detectadas em microscópio eletrônico de varredura e são responsáveis pela formação de halos pleocróicos nos minerais hospedeiros.
(a)
(b)
(c)
(d)
(e)
(f)
Figura 23 – Associações minerais características do greisen 1. Zona rica em topázio: (a) associação de siderofilita marrom
(Sidm), topázio (Top), esfalerita (Esf) e zircão (Zir); (b) associação de Sidm, cassiterita (Cas) e anatásio (Anat); Zona rica em
siderofilita: (c) associação de Sidm, quartzo (Qzo), Cas e Top; (d) associação de Sidm, Esf e Qzo; (e) associação de clorita
(Clor), Esf, pirita (Py), Sidm e Qzo, preenchendo cavidades na rocha; (f) associação de Qzo, Esf, Cas, Py, Sidm, Anat e Zir.
Notar a ocorrência de cassiterita nos interstícios entre Qzo e Py, e as inclusões de Sid na Cas. A largura das fotomicrografias
c e d é de 4,2 mm; a das outras corresponde a 1,05 mm. A identificação das amostras está marcada nas fotos. Fotos em nicóis
paralelos.
427
Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas
Greisen 2 (Gs2)
O Gs2 é uma rocha de granulação média, xenomórfica a hipidiomórfica. O quartzo é nitidamente predominante, ocorrendo como cristais anédricos e, juntamente
com os filossilicatos e fluorita, forma a mineralogia essencial da rocha. A composição do Gs2 é melhor visualizada no diagrama modal (Figura 22), onde se constata
seu enriquecimento em quartzo em relação ao Gs3 e
empobrecimento relativo em topázio, quando comparado
com o Gs1.
A siderofilita do Gs2 é verde clara ou escura (Figura
24a), ocorrendo associada a fengita na forma de intercrescimentos lamelares (Figuras 24b, d), em proporções
menores do que 1% (Tabela 6). Análises químicas indicam que ela é relativamente mais enriquecida em Si e Al
e mais pobre em Fe e F do que a siderofilita marrom do
Gs1. O principal filossilicato primário do Gs2 é fengita.
Nas áreas de maior oxidação do greisen as micas são
cloritizadas, sendo formada clorita verde escura. Nestes
agregados de clorita é comum a ocorrência de zircão,
esfalerita e rutilo, que se dispõem paralelamente às clivagens da primeira (Figuras 24e, f).
Rutilo, e mais raramente ilmenita (ou ilmeno-rutilo),
são os minerais de Ti do Gs2. O rutilo apresenta cor amarronzada a esverdeada escura, e seguidamente contém
inclusões de fluorita e monazita (Figura 24d), que também é inclusão freqüente em cassiterita, na qual causa
halos pleocróicos (Figuras 24g, h).
A fluorita é a principal fase portadora de F do Gs2, a
despeito da ocorrência de uma amostra com conteúdos
altos de topázio no furo F13 (Tabela 6). Ocorre tanto em
cristais intersticiais finos, < 1 mm (Figuras 24a, c, g), quanto
em finas inclusões em rutilo.
A esfalerita é semelhante àquela descrita como tardia
no Gs1, porém não há dados composicionais para comparação. Comumente, ocorre em meio aos agregados formados por fengita e clorita, e seus conteúdos modais indicam que é o principal sulfeto da associação mineralógica deste greisen, seguida por pirita.
O zircão ocorre seguidamente euédrico, e em dimensões variáveis, de 1 mm a 50 µm (Figuras 24d, f, g).
A cassiterita forma cristais anédricos, com zonação irregular e com feições de corrosão (Figuras 24a, g, h). Algumas análises químicas indicam que as zonas mais escuras são resultantes de enriquecimento em Ti. Ocorre comumente associada a rutilo (Figura 24d), e apresenta inclusões de esfalerita e clorita em alguns locais (Figura 24h).
Greisen 3 (Gs3) e epissienitos potássicos associados
A apresentação das características microscópicas
destas duas unidades é feita em conjunto, uma vez que
elas apresentam algumas similaridades texturais, e ocorrem associadas nos testemunhos de sondagem. Uma das
principais características petrográficas destas duas rochas
é a ocorrência de quartzo poligonalizado preenchendo
cavidades de dissolução (Figuras 25c, f).
O Gs3 apresenta textura granular média ou fina, com
variações locais para rochas de granulação mais grossa.
Na zona greisenizada (ZG) do perfil do furo F12 (Figura
21) também foi detectada zonação mineralógica interna,
definida tanto pela abundância relativa dos filossilicatos,
quanto pela sua distribuição espacial diferenciada ao longo do furo. Assim, na porção superior da ZG ocorre greisen com predomínio de fengita (zona rica em fengita ZF), enquanto na porção inferior o filossilicato predominante é clorita (zona rica em clorita - ZC). O subtipo enriquecido em clorita também mostra volume maior de sulfetos (Tabela 6).
No diagrama da Figura 22 as amostras da ZF e da ZC
se distribuem principalmente no campo IX, com algumas
no campo V, e são classificadas como quartzo-mica-greisen, com variação para mica-quartzo-greisen, segundo os
critérios de Kühne et al. (1972). No caso específico do
Gs3, o termo mica abrange os filossilicatos de maneira
geral, englobando também clorita.
Feição textural característica deste greisen é a formação de pseudomorfos sobre os componentes primários do granito. Os pseudomorfos são resquícios dos estágios iniciais de greisenização, sendo formados por fragmentos angulosos de feldspato alcalino, fraturados e hematitizados, substituídos por agregados compostos por
quartzo, clorita, fengita, opacos e, eventualmente, berilo e
zircão. Além disso, o Gs3 apresenta maior densidade de
fraturas, bem como volume considerável de cavidades,
abertas ou preenchidas, o que lhes confere um aspecto
microscópico próprio, quando comparado ao Gs1.
O quartzo ocorre principalmente sob a forma de cristais poligonais (Figura 25c), preenchendo cavidades drusiformes, com dimensões entre 0,4 e 4 mm. Grãos anédricos ocorrem localmente.
A fengita apresenta leve pleocroísmo entre amarelo
claro e incolor e suas dimensões variam de 0,3 a 1 mm.
Ocorre na forma de agregados lamelares finos ou em
lamelas maiores, bem desenvolvidas, associada com clorita, dispostas paralelamente às suas clivagens (Figuras
25a, b). Além da associação com fengita, a clorita (0,4 a
1 mm) forma agregados em roseta preenchendo cavidades (Figuras 25a, c) ou constitui pseudomorfos sobre feldspato potássico (Figura 25e).
A cassiterita ocorre disseminada, com dimensões entre 0,3 e 0,7 mm, na forma de agregados. Ocorre sob
duas formas: (a) como cristais anédricos ou subédricos,
vermelhos escuros a incolores, irregularmente zonados,
seguidamente corroídos (Figura 25d), associados a agre-
428
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
gados finos de fengita e quartzo (ZF), e (b) como cristais
subédricos a anédricos, vermelho claro a incolores, irregularmente zonados, localmente corroídos, associados a
clorita, quartzo e pirita (ZC) (Borges et al. 2000, Costi et
al. 2000b). Os conteúdos modais são maiores do que em
Gs1 (Tabela 6).
A pirita é modalmente expressiva em diversas amostras da zona rica em clorita. Em geral seus cristais são
euédricos, com dimensões médias de 0,6 mm, muitas vezes ocorrendo associados com cassiterita. Em alguns locais acha-se parcialmente dissolvida, sendo seu lugar ocupado por fengita.
Algumas amostras apresentam teores apreciáveis de
galena associada aos demais sulfetos do greisen. Relações texturais sugerem que a galena é mais precoce do
que a pirita. A primeira normalmente apresenta pequenas
(a)
(b)
(d)
(e)
inclusões arredondadas de calcopirita. A calcopirita também ocorre em grãos mais grossos, disseminados.
Berilo ocorre em finos cristais euédricos ou subédricos
associados a quartzo como preenchimento de cavidades.
O rutilo ocorre em cristais prismáticos a quadráticos muito
finos (5-10 µm), em meio aos intercrescimentos de clorita
e fengita, enquanto que o zircão é mais grosso (150-200
µm), sempre muito fraturado e em geral euédrico.
Os epissienitos potássicos apresentam cristais de
feldspato potássico pertíticos extensamente hematitizados
e fraturados. Nas zonas de maior fraturamento o
epissienito potássico encontra-se brechado, resultando em
texturas onde cristais angulosos de feldspato potássico
hematitizados e cloritizados encontram-se cimentados por
quartzo secundário (Figura 25g). Nas zonas em que estas
rochas também foram greisenizadas, o feldspato potássico
(c)
(f)
(g)
(h)
Figura 24 – Aspectos texturais e associações mineralógicas do greisen 2 (Amostra F21/86,15m). (a) associação de fengita
(Feng), siderofilita verde (Sidv), quartzo (Qzo), fluorita (Flt), cassiterita (Cas) e zircão (Zir); (b) detalhe mostrando a
interdigitação entre Feng e Sidv e a formação de clorita (Clor) como alteração dos filossilicatos. Notar a inclusão de
esfalerita (Esf) paralela à clivagem da Sidv; (c) associação de Qzo, Feng, Sidv, Cas, Flt, Esf e rutilo (Rut); (d) detalhe
mostrando as inclusões de Flt e monazita (Mon) em Rut, e a ocorrência de zircões euédricos; (e) associação de Clor, Qzo e Rut;
(f) detalhe mostrando a disposição de Rut e Esf paralelos às clivagens de cristais de Clor; (g) associação de Qzo, Feng, Sidv,
Cas, Zir e Flt; (h) detalhe mostrando inclusões de Mon, Esf e Clor em Cas. a, c, e, g são fotomicrografias em nicóis paralelos,
com largura de 4,2mm, exceto a foto e, com largura de 1,05mm. b, d, f, h são imagens de elétrons retroespalhados obtidas em
microscópio eletrônico de varredura.
429
Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas
(a)
(c)
(b)
(d)
(e)
(f)
(h)
(g)
Figura 25 – Aspectos texturais e mineralógicos do greisen 3 e do epissienito potássico. Zona rica em fengita: a. associação de
fengita (Feng) e clorita (Clor), a primeira em agregados lamelar-radiados e na matriz; b. associação de Feng e galena (Gal)
e a fengita em dois tipos morfológicos; c. texturas de preenchimento de cavidades por Feng, Clor e Qzo, este último formando
cristais euédricos poligonais; d. associação de Feng fina, Qzo e cassiterita (Cas). Notar as bordas corroídas do Qzo e Cas
(bordas de reação?). Zona rica em clorita: e. pseudomorfo de clorita em cristal sub-anguloso de feldspato potássico, associado a quartzo. Epissienitos potássicos: f. Qzo poligonal e sericita fina (Ser) preenchendo cavidades (vugs), associados a
feldspatos potássicos pertíticos hematitizados; g. aspecto textural do epissienito potássico brechado, onde cristais angulosos
de FK hematitizados e cloritizados estão “cimentados” por Qzo secundário; h. aspecto textural do epissienito potássico
greisenizado, formado pela associação de feldspato potássico muito transformado, Ser, Clor e Qzo. Todas as fotomicrografias
com largura de 4,2 mm, a exceção da foto d, com largura de 1,05mm. Fotos a, b, e, g em nicóis paralelos, as demais em nicóis
cruzados. A identificação das amostras é marcada nas fotos.
é substituído por agregados finos de clorita ± sericita e
quartzo, formando pseudomorfos na rocha resultante
(Figura 25h). Estes pseudomorfos também são comuns
no Gs3, principalmente na zona rica em clorita, em que
agregados de clorita substituem cristais angulosos de
feldspato potássico, mantendo seus contornos originais
(Figura 25e).
Epissienitos sódicos associados à fácies biotitagranito
Os epissienitos também foram detectados em programa de sondagem rotativa, compreendendo oito furos com
inclinação de 50° para NE, sob cobertura saprolítica com
30 a 40 metros de espessura (Figura 26). Estas rochas
ocorrem em biotita-feldspato alcalino-granito (fácies biotita-granito), em uma zona lenticular controlada por falhas (Costi et al., 2002).
Descrição macroscópica do furo DH-4
O furo DH-4 está representado na Figura 27 (Costi et
al., 2002). O biotita-granito é encontrado abaixo do saprólito, no intervalo entre 40,0 e 66,40 m. É uma rocha
avermelhada a amarelada, isótropa, com textura seriada
de granulação grossa ou média, cortada por vênulas delgadas (± 30 cm) de granito greisenizado fino. A partir de
66,40 m, mostra contato brusco com granito granofírico
430
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
(a)
(b)
Figura 26 – (a) Distribuição espacial esquemática dos furos de sondagem da malha Queixada. (b) Perfil de correlação lateral
dos furos da linha de sondagem L4600. Para localização dos perfis ver figura 6. Modificado de Costi et al. (2002).
avermelhado médio a fino. Fraturas greisenizadas são
registradas ao longo de todo o intervalo (Figura 27) até a
profundidade de 74,50 m, quando se inicia a transição do
granito granofírico médio, avermelhado, “mosqueado”,
para a zona epissienítica. A zona registra progressivo decréscimo na granulometria, mudança de cor para vermelho tijolo e conteúdo constante de quartzo.
O epissienito encontrado no furo DH-4 exibe uma seqüência quimicamente zonada, constituída de: (1) 1,6 m
de epissienito sódico rico em sílica (com quartzo); (2) 9,4
m de verdadeiro epissienito sódico (quartzo raro ou ausente); (3) 1,2 m de epissienito micáceo; (4) 0,3 m de
epissienito potássico vermelho. Abaixo da zona epissienítica, o furo DH-4 interceptou biotita-granito vermelho,
similar ao encontrado no início do furo.
As fases subordinadas incluem cassiterita marrom
avermelhada (Figura 28d), fluorita, zircão subédrico, minerais opacos e feldspato potássico turvo, que ocorre em
agregados irregulares de origem secundária (Figura 28d).
Uma geração tardia de quartzo hidrotermal preenche cavidades e substitui clorita, muscovita e, por vezes, cassiterita. Próximo ao topo da zona epissienítica, o conteúdo
Petrografia microscópica dos epissienitos sódicos e
rochas hidrotermalizadas associadas
A albita é o mineral dominante nos epissienitos sódicos. Ocorre (1) como substituições do componente pertítico dos feldspatos potássicos hospedeiros, formando textura chessboard e (2) como cristais euédricos curtos, límpidos (Figura 28a), associados com clorita e muscovita.
Ambas as formas de albita têm granulação média, mas o
primeiro tipo é comparativamente mais grosso. Evidências texturais indicam que as fases secundárias preenchem
cavidades geradas pela dissolução de quartzo magmático
(Figura 28b).
A clorita parcialmente oxidada é o principal mineral
máfico do epissienito, ocorrendo associada com fengita
litinífera amarelada (Figura 28c), cuja abundância aumenta
com a oxidação da clorita.
Figura 27 – Perfil vertical do furo DH-4, representativo dos
epissienitos sódicos da Malha Queixada. Modificado de Costi
et al. (2002).
431
Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas
(a)
(d)
(c)
(b)
Figura 28 – Aspectos texturais e mineralógicos do epissienito sódico. a. cristais
euédricos de albita ripas (Abl) e albita chessboard (Abch); b. associação de
lamelas interdigitadas de clorita e fengita; c. associação de clorita e fengita
interdigitadas com cristais de albita ripas; d. cristais euédricos de cassiterita em
cavidades, associados com albita, fengita, clorita e feldspato potássico turvo,
provavelmente adulária. Ab = albita; Feng = fengita; Clor = clorita; Cass =
cassiterita; F-K = feldspato potássico.
de sílica aumenta devido à presença de quartzo hidrotermal e relictos de quartzo magmático. Este último aparece
como cristais corroídos isolados ou em agregados englobados por muscovita secundária.
O epissienito micáceo, da base da zona hidrotermal, é
interpretado como produto metassomático derivado do
epissienito sódico. São observados cristais de albita chessboard e restos de cristais de albita secundária, substituídos por mica verde amarronzada e clorita. Com base nos
elevados teores de Li da rocha, a mica provavelmente é
zinnwaldita. Fluorita fina é abundante, enquanto esfalerita, zircão e minerais opacos são comuns neste intervalo.
Quartzo e cassiterita não foram observados. Cristais turvos de feldspato potássico (adulária?) ocorrem próximo
do contato com o epissienito potássico.
O epissienito potássico é produto da adição hidrotermal de K-feldspato, provavelmente como adulária, que
ocorre como cristais finos, anédricos, ou como cristais
grossos a médios, substituindo albita chessboard. Também são observados albita turva, quartzo, muscovita, clorita e mica escura (zinnwaldita?) parcialmente oxidadas.
Cassiterita é rara.
VI. ESTUDOS PETROQUÍMICOS
Caracterização Geoquímica do Granito Madeira
Geoquímica das rochas graníticas encaixantes da mineralização de sn do granito madeira
Devido ao interesse despertado pela mineralização em
Sn, as rochas graníticas da mina Pitinga foram alvo de
vários trabalhos de cunho petrológico e geoquímico (Car-
valho Filho et al., 1984; Horbe et al., 1985, 1991; Macambira et al., 1987; Daoud, 1988; Costi et al., 1995,
2000a; Lenharo, 1998; Lenharo et al., 2002, 2003), além
das pesquisas realizadas internamente pelo Grupo Paranapanema.
As rochas encaixantes da mineralização de Sn do pluton
Madeira compreendem as fácies anfibólio-biotitasienogranito (fácies rapakivi), biotita-feldspato alcalinogranito (fácies biotita-granito) e feldspato alcalino-granito
hipersolvus porfirítico (fácies granito porfirítico hipersolvus).
As rochas do Granito Madeira mostram características geoquímicas similares às das suítes de granitos classificados na literatura como anorogênicos, intraplaca ou,
genericamente, como tipo A, segundo a denominação proposta por Loiselle & Wones (1979). São rochas com teores de SiO2 entre 69 e 78%, somatório de álcalis entre 8 e
10%, razões FeTotal/ FeTotal+Mg em torno de 0,94, e baixos
conteúdos de CaO, TiO2 e P2O5. São também acentuadamente enriquecidos em F, Zr, Rb, Y, ao lado de concentrações muito baixas de Ba e Sr (Tabela 7). Tais características geoquímicas são as comumente mostradas por
granitóides de afinidade alcalina (Nardi, 1991), fazendo
com que se comportem de modo similar aos do grupo dos
granitos intraplaca (Pearce et al., 1984), como mostrado
nas figuras 29a e 29b.
No diagrama Y vs Nb (Figura 29b) observa-se que as
amostras do granito porfirítico hipersolvus formam agrupamentos distintos, dispondo-se em trends contrastantes
aos das outras fácies. Isso poderia sugerir a influência de
fluidos tardios, devido à interação observada entre esta
fácies e a fácies albita-granito, porém reflete mais provavelmente a origem distinta dos magmas formadores dos
dois conjuntos de rocha (ver adiante).
432
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Tabela 7 – Análises químicas representativas das fácies encaixantes da mineralização de Sn do Granito Madeira
Fonte dos dados: Costi, 2000; Lenharo, 1998 (amostras sigla SL)
Figura 29 – Diagramas discriminantes de ambientes tectônicos (a) Y+Nb vs. Rb e (b) Y vs. Nb (Pearce et al., 1984), para as
rochas graníticas do Granito Madeira, que plotam no campo dos granitos intraplaca (WPG).
Legenda: anfibólio-biotita-sienogranito (•); biotita-feldspato alcalino-granito (á); feldspato alcalino-granito hipersolvus (£ )
433
Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas
Os elevados conteúdos de elementos com alto potencial iônico (Zr, Nb, Y, Ce), juntamente com os baixos teores de CaO e alto somatório de álcalis, fazem com que
esses granitos distribuam-se no campo dos granitos tipo
A (Figura 30), segundo os limites composicionais propostos em Whalen et al. (1987).
Geoquimicamente são rochas predominantemente
metaluminosas (Horbe et al., 1991) (Figura 31a), evidenciando seus teores relativamente baixos de Al2O3, que
decrescem significativamente nas amostras com teores
de SiO2 mais elevados. Apesar disso, nota-se que o caráter peraluminoso tende a ser mais marcado nestas últimas amostras (Figura 31b), devido à forte redução nos
teores de CaO, causado por fracionamento de anfibólio e
plagioclásio.
Os processos de diferenciação por fracionamento de
fases máficas também são indicados pelo decréscimo nos
teores de TiO2, Fe2O3T (Figura 32a,b) e MgO no sentido
das rochas mais evoluídas. Em ambos os diagramas observa-se que as amostras da fácies granito porfirítico hipersolvus não acompanham o trend de diferenciação definido pelas rochas das fácies rapakivi e biotita-feldspato
alcalino-granito, sugerindo que os processos geoquímicos
que controlaram sua evolução foram distintos. Este fato
também é sugerido pelas relações de campo com as demais fácies, e em especial com a fácies albita-granito,
conforme descrito em capítulo anterior.
Em relação aos elementos-traço, as rochas graníticas
da mina Pitinga apresentam teores elevados de F, Zr, U,
Th, Zn, Nb, Ta, Rb, Y, Sn, e teores muito baixos de Sr e
Ba, mostrando serem tipos geoquimicamente evoluídos e
fracionados (Horbe et al., 1991; Costi et al., 1995), enquadráveis, na classificação genética proposta por Tischendorf (1977), como granitos precursores de fácies
Metaluminoso
portadoras de mineralização em metais raros (Horbe et
al., 1985). Mesmo sua fácies rapakivi, menos evoluída,
apresenta razões Rb/Sr elevadas (Figura 33a), que crescem e atingem valores máximos nas fácies biotita-feldspato alcalino-granito e feldspato alcalino-granito hipersolvus. Novamente verifica-se que as amostras do granito
porfirítico hipersolvus afastam-se do trend definido pelas
demais fácies, formando agrupamento com razões Rb/Sr
mais elevadas, cuja variação parece estar ligada não somente a processos de diferenciação magmática, mas também à influência da ação de voláteis no estágio pós-magmático (Figura 33b), o que é coerente com as relações de
campo observadas entre essa fácies e a fácies albitagranito.
Peraluminoso
(a)
Al2O3 /(Na2O + K2O) mol
Legenda: anfibólio-biotita-sienogranito (•); biotita-feldspato alcalinogranito (á); feldspato alcalino-granito hipersolvus (£)
Al2O3 /CaO + Na2O + K2O mol
2
Figura 30 – Diagrama Zr+Nb+Ce+Y vs. (Na2O+K2O)/CaO
(Whalen et al., 1987), para as rochas graníticas do Granito
Madeira, que plotam preferencialmente no campo dos granitos
tipo A.
1
a
Peralcalino
1
1.2
(b)
1.1
1.0
0.9
0.8
1.5
68
Al2O3/(CaO + Na2O + K2O) mol
b
70
72
74
76
78
80
SiO2 (%)
Figura 31 – (a) Diagrama A/CNKmol vs. A/NKmol (Maniar & Picolli, 1989) para as rochas do Granito Madeira, mostrando o
caráter metaluminoso do conjunto. (b) Diagrama SiO2 vs. A/CNKmol mostrando a tendência para o caráter peraluminoso com
o aumento da diferenciação.
Legenda: anfibólio-biotita-sienogranito (•); biotita-feldspato alcalino-granito (á); feldspato alcalino-granito hipersolvus (£ )
434
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
(a)
(b)
Figura 32 – Diagramas (a) SiO2 vs. TiO2 e (b) SiO2 vs. Fe2O3 para as rochas do Granito Madeira da Mina Pitinga.
Legenda: anfibólio-biotita-sienogranito (•); biotita-feldspato alcalino-granito (á); feldspato alcalino-granito hipersolvus (£ )
(b)
(a)
Figura 33 – (a) Diagramas SiO2 vs. Rb/Sr e (b) F vs. Rb/Sr para as rochas do Granito Madeira da Mina Pitinga.
Legenda: anfibólio-biotita-sienogranito (•); biotita-feldspato alcalino-granito (á); feldspato alcalino-granito hipersolvus (£ )
Dentre os elementos de alto potencial iônico, a variação nos teores de Zr demonstra a intensidade e a natureza dos processos de fracionamento que atuaram nestas
rochas. Os teores de Zr são mais baixos nos termos mais
evoluídos (Figura 34a), indicando a saturação precoce do
sistema em Zr e o seu comportamento compatível, com
sua conseqüente remoção através da precipitação de zircão, já durante a cristalização da fácies anfibólio-biotitasienogranito.
O Nb, juntamente com o Ta e Sn, comporta-se como
um elemento ligeiramente incompatível (Figura 34b), enriquecendo-se levemente na fácies biotita-feldspato alcalino-granito, mais tardia. O granito porfirítico hipersolvus tem comportamento próprio, não seguindo o trend
evolutivo sugerido pelas demais fácies. Isso provavelmente
também pode refletir em parte a ação de processos metassomáticos induzidos pela interação com fluidos provenientes da fácies albita-granito.
Os padrões de distribuição dos elementos do grupo
dos Terras Raras (Figura 35) são caracterizados por fortes anomalias negativas de Eu nas três fácies. As amostras da fácies anfibólio-biotita-sienogranito (Figura 35a)
mostram padrão inclinado, com os elementos Terras Raras pesados fracionados em relação aos Terras Raras
leves. O padrão geral é similar aos apresentados pelas
suítes alcalinas (Nardi, 1991) e pelas suítes de granitos
rapakivi da Finlândia (Rämö & Haapala, 1995).
As amostras da fácies biotita-feldspato alcalino-granito
(Figura 35b) apresentam padrão semelhante, porém com
anomalias de Eu mais pronunciadas e conteúdo de Terras
Raras pesados maior do que na fácies anfibólio-biotitasienogranito. Algumas das suas amostras, provenientes
de furos realizados nas proximidades dos contatos com a
fácies albita-granito, são significativamente enriquecidas
em Terras Raras pesados em relação aos leves, o que é
interpretado como causado por efeito de alteração
435
Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas
(a)
(a)
(b)
(b)
(c)
Figura 34 – Diagramas (a) SiO2 vs.Zr e (b) SiO2 vs.Nb para as
rochas graníticas do corpo Madeira da Mina Pitinga.
Legenda: anfibólio-biotita-sienogranito (•); biotita-feldspato alcalinogranito (á); feldspato alcalino-granito hipersolvus (£)
hidrotermal sobre a fácies biotita-feldspato alcalino-granito
por fluidos originados da fácies albita-granito.
Nas amostras da fácies granito porfirítico hipersolvus
(Figura 35c), os padrões observados são caracterizados
por anomalias de Eu semelhantes às da fácies anfibóliobiotita-sienogranito. Elementos Terras Raras médios e
pesados, porém, são menos fracionados, fazendo com que
seus padrões sejam menos inclinados. Os efeitos causados pela interação com a fácies albita-granito também
são notados, com uma amostra apresentando enriquecimento nos Terras Raras médios e pesados e leve decréscimo em Ce. A remoção de Ce evidencia a atuação de
fluidos hidrotermais ricos em voláteis, principalmente F
(Horbe et al., 1991) nestas rochas.
Figura 35 – Diagramas de variação dos elementos do grupo
dos terras raras, normalizados por valores condríticos
(Evensen et al., 1978), para as rochas do Granito Madeira.
Legenda: anfibólio-biotita-sienogranito (•); biotita-feldspato alcalinogranito (á); feldspato alcalino-granito hipersolvus (£)
Caracterização geoquímica do Maciço Água Boa
Características geoquímicas gerais do Granito Água
Boa
As análises químicas e discussões apresentadas a seguir baseiam-se em Lenharo (1998). Resultados analíticos referentes a amostras representativas das quatro fácies do Granito Água Boa são apresentados nas Tabelas
8 e 9.
436
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
O Granito Água Boa é enriquecido em SiO2 e K2O
(Tabelas 8 e 9), e empobrecido em MgO, CaO, MnO, Al2O3,
TiO2, e P2O5, em relação às composições médias de Clarke
(1992). Os trends de enriquecimento e empobrecimento
dos elementos maiores deste maciço são consistentes com
aqueles observados em “granitos estaníferos”, segundo a
definição proposta por Tischendorf (1977).
No Granito Água Boa a evolução da fácies mais
precoce (rapakivi) para a mais evoluída (topázio-granito)
é marcada pelo aumento de SiO2 e diminuição em TiO2,
Al2O3, Fe2O3 total, MgO, MnO, CaO, K2O, P2O5 (Figura
36). Por outro lado, os conteúdos de Na2O tendem a
aumentar neste mesmo sentido (Figura 36g), embora se
observe grande dispersão de valores nas amostras do
topázio-granito.
O Granito Água Boa é metaluminoso a ligeiramente
peraluminoso (Figura 37). A fácies rapakivi é essencialmente metaluminosa, com seu índice de saturação em
alumina (ISA) variando de 0,91 a 1,03 e média de 0,95. A
fácies biotita-granito é dominantemente metaluminosa a
ligeiramente peraluminosa, com ISA variando de 0,93 a
1,01 e média de 0,97. O índice de saturação em alumina
da fácies biotita-granito porfirítico fino apresenta pequena variação, com suas amostras plotando próximo ao limite dos campos metaluminoso e peraluminoso (Figura
37). As amostras do topázio-granito também plotam próximo a este limite, porém, com nítida tendência para o
campo peraluminoso.
Em todas as fácies do Maciço Água Boa, os conteúdos em álcalis são elevados (Tabela 10), variando de 8,38
a 9,05 (% em peso). Da fácies rapakivi para a fácies
biotita-granito e para o topázio-granito, as razões K2O/
Na2O apresentam decréscimo associado ao fracionamento de feldspato potássico, levando ao empobrecimento em
K2O e ao enriquecimento em SiO2. A razão molar Na2O/
K2O mostra que as fácies mais tardias têm excesso de
Na2O sobre K2O, revelando a tendência de aumento de
Na2O e decréscimo de K2O.
O índice agpaítico ([Na2O+K2O]mol/Al2O3mol; tabela
10), com valores molares em torno de 0,90, mostra que os
granitos são subsaturados em álcalis em relação ao Al2O3.
O índice agpaítico médio mostra leve aumento da fácies
rapakivi para a fácies biotita-granito e, então, decréscimo
Tabela 8 – Análises químicas representativas das fácies granito rapakivi (RPK) e biotita-granito porfirítico fino (BtGPorf) do
Granito Água Boa. Fonte: Lenharo (1998).
437
Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas
Tabela 9 – Análises químicas representativas das fácies biotita-granito (BTG) e topázio-granito porfirítico (TopGr) do
Granito Água Boa. Fonte: Lenharo (1998).
para a fácies topázio-granito, que é consistente com sua
natureza peraluminosa.
Em todas as fácies do Maciço Água Boa as razões
Fe2O3t/(Fe2O3t+MgO) são muito elevadas (Figura 38),
variando de 0,92 a 0,98 (Tabela 11). No conjunto das fácies do Maciço Água Boa e, particularmente, nas fácies
rapakivi e biotita-granito, as razões Fe2O3t/(Fe2O3t+MgO)
variam muito pouco com o aumento de SiO2. A fácies
biotita-granito porfirítico fino mostra aumento na razão
Fe2O3t/(Fe2O3t+MgO) com o aumento da SiO2. Já o topázio-granito tem tendência inversa, embora a pequena
variação de SiO2 dificulte a avaliação (Figura 38).
Elementos-traço
Os conteúdos de elementos-traço de amostras selecionadas das quatro fácies do Granito Água Boa são apresentados nas Tabelas 8 e 9.
De modo geral, os conteúdos de Ba e Sr (Figura 39)
diminuem sistematicamente da fácies rapakivi para o biotita-granito e topázio-granito, enquanto o Rb apresenta
tendência inversa (Figura 39b). O comportamento de Ba,
Sr e Rb, com o fracionamento de Ba e Sr da fácies precoce para a fácies mais evoluída, está associado ao fracionamento de K-feldspato e plagioclásio (Lenharo, 1998).
As razões médias de Rb/Sr, Sr/Ba, Rb/Ba e 10.000*Ga/
Al do Granito Água Boa mostram aumento sistemático
da fácies rapakivi para o biotita-granito porfirítico, biotita-granito e topázio-granito. As razões Rb/Sr (Figura 39e)
e Rb/Ba (Figura 39g) aumentam de modo acentuado no
mesmo sentido, paralelamente ao SiO2. As razões Sr/Ba
crescem no mesmo sentido, porém de modo menos acentuado (Figura 39f). As razões Ga/Al mostram tendência
análoga (Figura 39h), porém um pouco mais elevada no
biotita-granito do que no topázio-granito.
Os padrões de distribuição dos elementos Terras Raras (ETR) das fácies do Granito Água Boa são apresentados na Figura 40. A fácies rapakivi é ligeiramente enriquecida em ETR leves em relação aos ETR pesados
(média da razão [La/Yb]N de 8,66), enquanto as fácies
biotita-granito porfirítico fino (Figura 40b) e biotita-granito (Figura 40c) são moderadamente enriquecidas em ETR
leves, com razões médias [La/Yb]N em torno de 5. A fácies topázio-granito (Figura 40d) é apenas ligeiramente
438
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
(a)
(b)
(c)
(d)
(e)
(f)
(a)
(b)
(g)
(h)
Figura 36 – Diagramas de variação de óxidos e elementos
menores em relação a SiO2. Os campos referem-se às análises
químicas das rochas encaixantes imediatas dos greisens (azul
- granito rapakivi) e dos epissienitos sódicos (amarelo - granito granofírico, cinza - biotita-granito).
Figura 37 – (a) Distribuição das fácies do Granito Água Boa
no diagrama A/CNK versus SiO2 (índice de saturação em
alumina). (b) Distribuição das fácies do Granito Água Boa
no diagrama A/NK versus A/CNK. Simbologia e campos de
acordo com a Figura 36.
Tabela 10 – Teores de álcalis e suas razões nas diversas fácies
do Granito Água Boa.
Tabela 11 –. Razões Fe2O3t/(Fe2O3t+MgO) do Granito Água
Boa. Fonte: Lenharo (1998).
enriquecida em ETR leves, com razão média [La/Yb]N
em torno de 2, indicando um fracionamento discreto de
ETR pesados em relação aos ETR leves e decrescente
no sentido da diferenciação das fácies.
Todas as fácies do Granito Água Boa apresentam
acentuadas anomalias negativas de Eu, que aumentam
da fácies rapakivi para as fácies seguintes (Figura 40a).
Nos diagramas FeOt/MgO vs Zr+Nb+Ce+Y e
(K 2O+Na 2O)/CaO vs Zr+Nb+Ce+Y (Figura 41a, b;
439
Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas
Whalen et al., 1987) as amostras das fácies do Granito
Água Boa posicionam-se no campo dos granitos definidos como de tipo-A.
Nos diagramas Rb vs Y+Nb e Nb vs Y (Figura 41c, d;
campos de Pearce et al., 1984), a quase totalidade das
amostras das fácies do Granito Água Boa situam-se no
campo dos granitos definidos como intraplaca. Algumas
amostras das fácies biotita granito e topázio granito posicionam-se no limite entre os campos de granitos sin-colisionais e granitos intraplaca (Figura 41c), provavelmente
devido a efeitos relacionados à mobilidade de Rb.
Embora a utilização destes diagramas na definição de
ambiente tectônico deva ser feita com cautela (Whalen
et al., 1987; Förster et al., 1997), eles indicam a afinidade
geoquímica do Granito Água Boa com os granitos tipo-A,
além de o ambiente intraplaca ser consistente com o seu
contexto geológico.
Figura 38 – Distribuição das fácies do Maciço Água Boa no
diagrama de variação Fe2O3t /(Fe2O3t+MgO) versus SiO2.
Simbologia de acordo com a Figura 36.
Figura 39 – Diagramas de variação de elementos-traço e de razões de elementos em relação ao SiO2. Simbologia e campos de
acordo com a Figura 36.
440
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
(a)
(b)
(c)
(d)
Figura 40 – Padrões de distribuição de elementos terras raras nas diversas fácies do Granito Água Boa. Amostras normalizadas
em relação ao condrito de Evensen et al. (1978). Simbologia de acordo com a Figura 36. A área em azul em a corresponde às
amostras do granito rapakivi encaixante dos greisens, enquanto as áreas cinza e amarela em c correspondem, respectivamente,
às amostras de biotita-granito e granito granofírico, encaixantes imediatas dos epissienitos sódicos.
Características geoquímicas das encaixantes das
mineralizações estaníferas associadas ao Granito
Água Boa
As análises químicas de amostras representativas das
rochas encaixantes dos greisens (granito rapakivi) foram
obtidas por Borges (2002), enquanto as análises químicas
das rochas encaixantes dos epissienitos sódicos (biotitagranito e granito granofírico) foram obtidas por Costi et
al. (2002). Estes dados são apresentados na Tabela 12.
Encaixantes dos greisens da área do Igarapé Guinho-Baixão
A distribuição dos elementos maiores das rochas encaixantes dos greisens é semelhante à apresentada pelas
demais amostras da fácies rapakivi, conforme as análises
obtidas por Lenharo (1998) (Figura 36). No entanto, observa-se que as encaixantes dos greisens, quando comparadas com rochas de teores similares de SiO2, são relativamente empobrecidas em Na2O e enriquecidas em
Al2O3 e Fe2O3t (Figura 36). Seus conteúdos relativamente maiores em Al2O3 e menores em álcalis (Tabela 12)
resultam em seu caráter peraluminoso, que contrasta com
o conjunto das amostras da fácies rapakivi (Figura 36).
Em relação aos elementos-traço, as encaixantes dos
greisens são relativamente empobrecidas em Rb e enriquecidas em Sr, apresentando teores similares em Ba e
Zr (Figura 39), quando comparadas ao conjunto das amostras da fácies rapakivi (Lenharo, 1998). Conseqüentemente, mostram razões 10000*Ga/Al mais altas, razões Rb/
Sr mais baixas e Sr/Ba e Rb/Ba similares (Figura 39).
O padrão de distribuição de elementos Terras Raras
das encaixantes dos greisens é mais fracionado do que
441
Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas
Figura 41 – Distribuição do Granito Água Boa nos diagramas discriminantes de Whalen et al. (1987) e Pearce et al. (1984).
Simbologia e campos de acordo com a Figura 36.
aquele do conjunto das amostras da fácies rapakivi (Lenharo, 1998), e o enriquecimento dos ETR leves em relação aos ETR pesados é maior (Figura 40a). Por outro
lado, apresentam uma menor anomalia negativa de Eu.
Encaixantes dos epissienitos sódicos da área do Igarapé Queixada
As encaixantes imediatas dos epissienitos sódicos são
relativamente mais enriquecidas em SiO2 do que as rochas das fácies rapakivi, biotita-granito porfirítico fino e
biotita-granito, sendo, porém, seus teores similares aos
apresentados pelas amostras da fácies topázio-granito
porfirítico.
A distribuição das amostras das encaixantes dos epissienitos sódicos nos diagramas de variação de elementos
maiores e traços em relação ao SiO2 demonstra que, em
relação ao conjunto das amostras das várias fácies do
Granito Água Boa estudadas por Lenharo (1998):
1) o granito granofírico mostra os menores teores em
Al2O3 e Na2O (Figura 36) dentre todas as fácies
do Granito Água Boa, enquanto seus conteúdos de
K2O são superiores aos das fácies de teores de
SiO2 comparáveis e similares aos apresentados pela
fácies rapakivi (Figura 36). Seus teores de TiO2,
Fe2O3 total e CaO são similares aos da fácies topázio-granito, e mais baixos do que os das fácies
rapakivi, biotita-granito porfirítico fino e biotita-granito;
2) comparado ao conjunto das amostras do biotitagranito estudado por Lenharo (1998), o biotita-granito encaixante dos epissienitos sódicos é relativamente empobrecido em TiO2, Al2O3 e K2O (Figura
36) e mostra conteúdos similares de Fe2O3 total,
CaO e Na2O (Figura 36).
A distribuição das amostras das encaixantes dos epissienitos no diagrama A/CNK versus SiO2 (Figura 37)
demonstra que o biotita-granito tem índice de saturação
442
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Tabela 12 – Análises químicas representativas das rochas encaixantes imediatas dos greisens (granito rapakivi – RPK) (fonte:
Borges, 2002), e dos epissienitos sódicos (biotita-granito – BTG e granito granofírico – GFR) (fonte: Costi et al., 2002).
em alumina maior do que o granito granofírico e, conseqüentemente, um caráter mais peraluminoso (Figura 37).
Em relação aos elementos-traço, tanto o biotita-granito
quanto o granito granofírico são empobrecidos em Ba,
Sr e Zr e enriquecidos em Rb (Figura 39). Em linhas
gerais, os conteúdos e variações dos elementos-traço
das amostras do biotita-granito e granito granofírico são
similares aos das amostras da fácies topázio-granito
porfirítico. Devido ao seu enriquecimento em Rb, as
amostras do biotita-granito encaixante dos epissienitos
sódicos apresentam razões Rb/Sr e Rb/Ba elevadas
(Figura 39).
Em relação aos elementos-traço, tanto o biotita-granito quanto o granito granofírico são empobrecidos em Zr
(Figura 39d) e enriquecidos em Sr (Figura 39c) e Rb (Fi-
gura 39b). Em linhas gerais, os conteúdos e variações
dos elementos-traço das amostras do biotita-granito e granito granofírico são similares aos das amostras da fácies
topázio-granito porfirítico. Devido ao seu enriquecimento
em Rb, as amostras de biotita-granito encaixante dos epissienitos sódicos apresentam razões Rb/Sr (Figura 19e) e
Rb/Ba elevadas (Figura 39g).
A distribuição dos elementos Terras Raras do biotitagranito e granito granofírico mostra um padrão
semelhante ao apresentado pelas amostras da fácies
biotita-granito (Lenharo, 1998; Figura 40c). Ambas as
unidades mostram razoável enriquecimento dos ETRL
relativo aos ETRP, em padrão menos fracionado do que
aquele das amostras do granito rapakivi encaixante dos
greisens (Figura 40a).
443
Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas
Caracterização geoquímica da mineralização
estanífera primária
Albita-granito do Granito Madeira
Parte dos dados geoquímicos aqui apresentados foi
obtida ao longo deste projeto, complementados por dados
que constam em vários trabalhos publicados nos últimos
anos (Horbe et al., 1985, 1991; Costi, 2000; Lenharo et
al., 2003; Costi et al., submetido). Como são dados provenientes de diversas fontes, que utilizaram laboratórios
e metodologias analíticas distintas, poderão ser observadas algumas inconsistências entre os diferentes conjuntos de resultados analíticos, principalmente em relação
aos elementos-traço. As diferenças observadas não modificam, porém, as linhas gerais do comportamento geoquímico das rochas estudadas.
O albita-granito do Granito Madeira, atualmente em
processo de lavra, é a principal mineralização estanífera
primária na Mina Pitinga. As duas subfácies do albitagranito mostram comportamento geoquímico distinto. Os
teores de SiO2 são relativamente baixos na fácies de núcleo
e mais elevados e variáveis na fácies de borda,
observando-se teores moderados de Al2O3 e FeO* e
baixos ou nulos de CaO, P2O5, MnO e TiO2 em ambas.
Com relação aos álcalis, o Na2O é muito elevado na fácies
de núcleo e baixo na fácies de borda, enquanto o K2O
apresenta teores similares em ambas. Dentre os
elementos-traço, além do Sn, o albita-granito mostra teores
elevados de F, Rb, Nb (Ta), Zr (Hf), Y, Zn, U, Th, Cs e Li,
ao lado de teores muito baixos de Sr e Ba (Tabelas 13 e
14; Horbe et al., 1991; Costi, 2000; Lenharo et al., 2003;
Costi et al., submetido).
Elementos Maiores
O albita-granito de núcleo é uma rocha moderadamente
peralcalina (Figura 42), em contraste com as demais
rochas do Granito Madeira. O albita-granito de borda, por
sua vez, mostra um caráter predominantemente
peraluminoso, com algumas amostras plotando no campo
das rochas metaluminosas (Figura 42), o que o distingue
nitidamente do albita-granito de núcleo. A dispersão das
amostras do albita-granito de borda no diagrama é atribuída
a efeitos causados por processos metassomáticos que
originaram essa fácies (Costi, 2000; Costi et al.,
submetido).
O albita-granito de núcleo mostra teores de SiO2 em
torno de 70%, variando em uma faixa relativamente restrita, enquanto o Al2O3 tem teores pouco variáveis, entre
12 e 15% (Figura 43a), sugerindo que o comportamento
peralcalino do albita-granito de núcleo é causado pelo seu
elevado teor de Na2O (Figura 43b, c), presente tanto na
albita quanto na criolita, ambas ocorrendo em proporções
modais elevadas. Em comparação, o albita-granito de
borda apresenta teores de SiO2 mais elevados e variando
em faixa mais ampla (Figura 43a), além de um somatório
de álcalis mais baixo (Figura 43b). Esses contrastes estão relacionados à redução no teor de albita e aumento
em quartzo modal, processos que ocorreram durante os
estágios autometassomáticos que atuaram sobre o albitagranito de núcleo, originando o albita-granito de borda.
Observa-se também a desestabilização de criolita no albita-granito de núcleo, substituída por fluorita na fácies
de borda (Costi, 2000; Costi et al., submetido), o que é
refletido pela diminuição dos teores de Na2O no albitagranito de borda (Figura 43c).
Elementos-traço
Quando comparado às demais fácies do Granito Madeira, o albita-granito é fortemente enriquecido em elementos de alto raio iônico (Sn, Y, Th, U, Zr, Nb e Ta),
bem como em F e Rb.
Os elevados teores de Rb, ao lado de teores muito
baixos de Sr, indicam o extremo fracionamento a que foi
submetido o magma a partir do qual o albita-granito cristalizou (Figura 44). O caráter excepcional do magma é
indicado por seus altíssimos conteúdos de F (Figura 45),
traduzido no albita-granito de núcleo pela cristalização de
criolita. O teor de F é sensivelmente reduzido no albitagranito de borda (Figura 45) em função da substituição
da criolita por fluorita (Costi, 2000).
O enriquecimento em elementos de alto raio iônico,
nos níveis observados no albita-granito, é característica
geoquímica pouco comum mesmo em granitos tipo A
evoluídos (Horbe et al., 1991; Costi, 2000, Costi et al.,
submetido). O enriquecimento pode ser explicado pelo
elevado teor de F encontrado no albita-granito, o que
facilitaria o transporte dos elementos geoquimicamente
incompatíveis e sua concentração em magmas graníticos
residuais (London et al., 1989; Keppler, 1993). No caso
do Sn e Zr, quando comparados os seus teores aos das
rochas encaixantes, fica bastante evidente a correlação
positiva desses elementos com F (Figuras 46 e 47).
Comportamento similar é mostrado por Nb (Ta), U, Th,
Li e Rb.
Em relação ao albita-granito de borda, observa-se que
os teores de Sn e Zr, além dos demais elementos
incompatíveis citados, permanecem similares aos do albitagranito de núcleo, mesmo com os teores significativamente
mais baixos de F que a rocha apresenta (Figuras 46 e
47). Isso indica que os processos metassomáticos que
originaram o albita-granito de borda não causaram a
remobilização desses elementos, apesar de removerem
parte do F.
444
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Tabela 13 – Análises químicas representativas do albita-granito de núcleo.
445
Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas
Tabela 14 – Análises químicas representativas do albita-granito de borda.
O comportamento dos Elementos Terras Raras nas
duas fácies do albita-granito é bastante peculiar (Figuras
48 e 49). Os diagramas normalizados em relação aos condritos mostram distribuição em quatro agrupamentos distintos, formados por La-Ce-Pr-Nd, Sm-Eu-Gd, Tb-DyHo e Er-Tm-Yb-Lu, definindo padrão angular registrado
na literatura como em tetrads ou tetrad effect (Irber, 1999).
O estabelecimento de tal arranjo, com anomalia positiva
de Ce e anomalia negativa de Eu extremamente pronunciada, é atribuído à interação entre o magma granítico e
fluidos residuais ricos em voláteis e água (Irber, 1999,
Jahn et al., 2001; Haapala & Lukkari, 2005), durante a
cristalização magmática. Isto implica coexistência, durante
o estágio magmático final, de uma fusão silicática fracio-
446
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Al2O3 (%)
(a)
Figura 42 – Diagrama A/CNK mol vs. A/NKmol (Maniar &
Picolli, 1989), mostrando o caráter geoquímico peralcalino
do albita-granito de núcleo (+) e metaluminoso a
peraluminoso do albita-granito de borda (x). O campo pontilhado mostra a disposição das demais fácies do Granito
Madeira, encaixantes do albita-granito.
(b)
nada e de uma fase provavelmente supercrítica, aquosa e
rica em voláteis (Irber, 1999; Jahn et al. 2001; Bau, 1996).
Este aspecto ressalta o importante papel do F durante a
cristalização do albita-granito e na formação do depósito
de Sn a ele associado.
Granito Água Boa
Caracterização geoquímica dos greisens e epissienitos potássicos associados
Os dados químicos referentes aos greisens e epissienitos potássicos formados pela alteração hidrotermal da
fácies granito rapakivi aqui apresentados baseiam-se em
Borges (2002), complementados por dados inéditos.
Os resultados analíticos referentes a amostras representativas de sete fácies de alteração hidrotermal associadas à fácies rapakivi do Granito Água Boa são apresentados na Tabela 15. Estas fácies são: granito fortemente
greisenizado (GftGs), zonas ricas em topázio (Gs1/ZT) e
siderofilita (Gs1/ZS) do greisen 1, zonas ricas em fengita
(Gs3/ZF) e clorita (Gs3/ZC) do greisen 3, epissienito potássico (EpSK) e epissienito potássico modificado (EpSKmod). Não foi possível analisar o greisen 2, por não se
dispor de volume suficiente de amostras para garantir a
preparação de alíquotas representativas.
Greisen 1 (Gs1)
As análises químicas de elementos maiores, menores,
traços e terras raras de amostras selecionadas do furo
(c)
K2O (%)
Figura 43 – (a) Diagrama SiO2 vs Al2O3 mostrando a disposição do albita-granito de núcleo (+) e albita-granito de borda (x), além do campo ocupado pelas rochas encaixantes do
albita-granito (linha pontilhada); (b) Diagrama SiO 2 vs
(Na2O + K2O) - legenda como em a; (c) Diagrama K2O vs
Na2O para o albita-granito de núcleo (+) e albita-granito de
borda (x) e rochas encaixantes (anfibólio-biotita
sienogranito e biotita-granito: linha pontilhada; granito
porfirítico hipersolvus: linha tracejada).
447
Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas
Figura 44 – Diagrama SiO2 vs. Rb/Sr, mostrando a disposição
do albita-granito de núcleo (+) e albita-granito de borda
(x), além dos campos ocupados pelas rochas encaixantes do
albita-granito (anfibólio-biotita sienogranito e biotita-granito: linha pontilhada; granito porfirítico hipersolvus: linha
tracejada).
Figura 45 – Diagrama SiO2 vs. F, mostrando os elevados teores de F no albita-granito de núcleo (+) e seu decréscimo
acentuado no albita-granito de borda (x). Os campos mostram os teores de F nas rochas encaixantes do albita-granito
(anfibólio-biotita sienogranito e biotita-granito: linha pontilhada; granito porfirítico hipersolvus: linha tracejada).
Figura 46 – Diagrama F vs Sn, para o albita-granito de núcleo (+) e albita-granito de borda (x). Rochas encaixantes:
anfibólio-biotita sienogranito e biotita-granito - linha pontilhada; granito porfirítico hipersolvus - linha tracejada.
Figura 47 – Diagrama F vs. Zr, mostrando os altos teores no
albita-granito de núcleo (+) e no albita-granito de borda
(x). Rochas encaixantes: anfibólio-biotita sienogranito e
biotita-granito - linha pontilhada; granito porfirítico
hipersolvus - linha tracejada.
F2, escolhido para o estudo geoquímico do greisen 1, são
apresentadas na Tabela 15. Além de amostras representativas das zonas mineralógicas do greisen 1, também é
apresentada a análise química de amostra do granito rapakivi, encaixante desse greisen, escolhida como o protólito para o estudo das mudanças químicas ocorridas ao
longo dos processos de greisenização.
Borges (2002) apresentou os resultados de um estudo
de balanço geoquímico de massa envolvendo amostras
do granito rapakivi, granito greisenizado e diversas
amostras das zonas ricas em siderofilita e topázio do
greisen 1 (Gs1). Nesse estudo ficou comprovado que a
sílica se comportou como componente imóvel, apesar da
variação nas suas concentrações químicas (análises
químicas). Por outro lado, a alumina teve seus conteúdos
absolutos aumentados entre o granito original e os greisens,
segundo os cálculos do balanço geoquímico realizados,
admitindo-se a hipótese de que o processo de
greisenização foi isovolumétrico. A partir dessa
constatação, escolheu-se o Al2O3 como um parâmetro de
448
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Figura 48 – Diagrama de distribuição de elementos terras
raras, normalizados em relação a condritos (Evensen et al.,
1978), para amostras do albita-granito de núcleo.
Figura 49 – Diagrama de distribuição de elementos terras
raras, normalizados em relação a condritos (Evensen et al.,
1978), para amostras do albita-granito de borda.
comparação entre os diversos componentes químicos das
rochas hidrotermalizadas, para a avaliação das mudanças
químicas ocorridas durante a greisenização do granito
rapakivi. A variação dos óxidos e dos elementos-traço
em relação à alumina está representada nos diagramas
de variação das Figuras 50 e 51. Neles podem ser
observadas as mudanças químicas gerais que
acompanharam a transformação do granito rapakivi cinza
em granito fortemente greisenizado e em greisen 1,
representado pelas suas duas zonas mineralógicas.
O aumento real nos conteúdos de alumina é uma das
principais mudanças químicas resultantes do processo de
greisenização, e se constitui em importante parâmetro de
comparação para a avaliação qualitativa conjunta das
mudanças químicas globais. Assim, a variação química
do Al2O3 deve ser compreendida como enriquecimento
contínuo desde o granito original até a zona rica em topázio.
Nas discussões a seguir procurar-se-á avaliar de que
maneira os elementos maiores e traços variaram durante
as transformações granito → granito fortemente
greisenizado → zona rica em siderofilita → zona rica em
topázio.
A análise preliminar dos diagramas de variação nas
Figuras 50 e 51 demonstra a existência de dois grupos de
rochas:
1. granito rapakivi e granito fortemente greisenizado;
2. zonas ricas em siderofilita e topázio do greisen 1,
eventualmente alinhadas com a amostra do granito
fortemente greisenizado.
As amostras destes dois agrupamentos de rochas, em
última análise, se alinham ao longo de dois trends
independentes, relacionados (1) à variação química entre
o granito rapakivi (protólito) e granito fortemente
greisenizado (trend 1); (2) à variação química entre a
zona rica em siderofilita e a zona rica em topázio do
greisen 1 (trend 2).
O SiO2 comportou-se como componente praticamente imóvel durante os processos de greisenização, ocorrendo redistribuição deste componente dentro da zona
greisenizada (Borges, 2002). Assim, a diminuição dos teores de SiO2 ao longo dos trends 1 e 2 (Figura 50a) é
apenas aparente. Por outro lado, as variações químicas
dos óxidos e elementos-traço (Figuras 50 e 51) são coerentes com os resultados obtidos no balanço geoquímico
de massa (Borges, 2002) e representam as variações
químicas absolutas ocorridas durante os processos de greisenização do granito rapakivi no furo F2.
A análise dos diagramas de variação demonstra que:
a) durante a greisenização parcial do granito rapakivi,
ocorreu enriquecimento em TiO2, Fe2O3t, MnO,
CaO, K2O, SnO2, F, S, CO2, Ba e Rb (Figuras 50 e
51). Assim, ao longo do trend 1, todos estes componentes químicos produzem correlações positivas
com Al2O3. Por outro lado, o Na2O foi empobrecido ao longo deste trend, resultando em correlação
negativa com a alumina (Figura 50);
b) as variações químicas ao longo do trend 2 mostram
que a zona rica em siderofilita (ZS) é relativamente
mais rica em Fe2O3t, MnO, K2O, Ba e Rb do que a
zona rica em topázio (ZT) do greisen 1 (Figuras 50
e 51). Por outro lado, a ZT é mais enriquecida em
CaO, SnO2, F, S e CO2 do que a ZS (Figuras 50 e
51). Os teores de TiO2, Na2O e Sr são similares
nas duas zonas do greisen 1 (Figuras 50 e 51).
A forte remoção de Na2O e, menos acentuada, de
K2O, é uma das principais assinaturas químicas do
processo de formação da zona rica em siderofilita do
greisen 1. O empobrecimento em álcalis está
relacionado à dissolução dos feldspatos do granito e
sua substituição por siderofilita e, subordinadamente,
topázio. F e Al 2O 3 também são fixados nestes dois
minerais, o que justifica o aumento do primeiro. Fe total
449
Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas
Tabela 15 – Análises químicas representativas do granito rapakivi (GRP), granito fortemente greisenizado (GftGs), greisen 1,
zona rica em topázio (Gs1/ZT), greisen 1, zona rica em siderofilita (Gs1/ZS), greisen 3, zona rica em fengita (Gs3/ZF), greisen
3, zona rica em clorita (Gs3/ZC), epissienito potássico (EpsK) e epissienito potássico modificado (EpSKmod). Fonte: Borges
(2002).
450
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
(a)
(b)
(c)
(d)
(e)
(f)
(g)
(h)
Figura 50 – Diagramas de variação de óxidos de elementos maiores em relação à alumina para o greisen 1 associado ao
Granito Água Boa. Os trends 1 e 2 representam os agrupamentos de rochas descritos no texto.
adicionado à rocha foi incorporado à siderofilita e aos
sulfetos. Enquanto Ba e parte de Sr são removidos
devido à desestabilização dos feldspatos, o Rb tende a
ser fortemente enriquecido no greisen devido à sua
retenção na estrutura da siderofilita.
Na zona rica em topázio, os elementos maiores adicionados à rocha pelos fluidos hidrotermais foram F e Al2O3,
juntamente com Sn, Zn e S, incorporados ao greisen através da deposição da cassiterita e dos sulfetos. Por outro
lado, Na2O e K2O foram quase totalmente removidos da
rocha original, e suas pequenas concentrações residuais
são acomodadas na estrutura das micas. Dentre os elementos-traço, Ba e Sr sofreram empobrecimento em relação ao granito original, e os conteúdos de Rb e Ba são
relativamente menores na zona rica em topázio em comparação com a zona rica em siderofilita.
Os padrões de elementos Terras Raras (ETR) de
amostras representativas do granito rapakivi, granito fortemente greisenizado e das duas zonas mineralógicas do
greisen 1 são apresentados na Figura 52a. Os espectros
das amostras do granito rapakivi e do granito fortemente
greisenizado são muito semelhantes, formando padrões
fracionados com moderada anomalia negativa de Eu. O
granito fortemente greisenizado é ligeiramente enriquecido em ETR leves e ETR pesados em relação à amostra
do granito rapakivi.
A Figura 52b apresenta os padrões de ETR das amostras do greisen 1 referentes à zona rica em siderofilita
(ZS), comparadas com a amostra do granito rapakivi. Os
padrões dos greisens são muito semelhantes aos espectros apresentados pelo granito rapakivi, notando-se apenas que as amostras dessa zona do greisen 1 são levemente mais enriquecidas em ETR leves e ETR pesados.
Na Figura 52c, amostras representativas da zona rica em
451
Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas
(a)
(c)
(b)
(d)
(e)
(f)
(h)
(g)
Figura 51 – Diagramas de variação de F, S, CO2, perda ao fogo e elementos-traço em relação à alumina para o greisen 1
associado ao Granito Água Boa. Os trends 1 e 2 representam os agrupamentos de rochas descritos no texto. Simbologia de
acordo com a Figura 50.
topázio (ZT) do greisen 1 são comparadas com o granito
rapakivi. Os espectros são muito semelhantes, exceto em
uma amostra, que é ligeiramente mais rica em ETR.
Greisen 3 (Gs3)
As análises químicas de elementos maiores, traços e
terras raras de amostras selecionadas do Furo F12, escolhido para estudo do greisen 3 e dos epissienitos potássicos associados, são apresentadas na Tabela 15. Para a
avaliação das modificações químicas ocorridas durante
os processos de epissienitização e de formação do greisen 3, considerou-se como protólito a mesma amostra de
granito rapakivi utilizada no caso do greisen 1.
As evidências petrográficas e geológicas demonstrativas de que o processo de greisenização ocorreu sem
mudanças significativas no volume original do granito também são válidas para a avaliação do processo de epissienitização. Portanto, os estudos de balanço geoquímico de
massa, utilizando amostras do epissienito potássico e das
duas zonas mineralógicas do Gs3, demonstraram que tanto
Al2O3 quanto o SiO2 comportaram-se como componentes móveis durante a alteração hidrotermal (Borges, 2002).
O SiO2 foi sistematicamente empobrecido tanto durante
a epissienitização quanto ao longo da greisenização que
culminou com a formação do Gs3, enquanto o Al2O3 ora
foi enriquecido ora foi empobrecido. Neste sentido, assume-se que a redução no teor de sílica seja um excelente
parâmetro de comparação para a avaliação do comportamento químico dos constituintes maiores e traços durante os processos hidrotermais.
As variações químicas dos diferentes óxidos e elementos-traço em relação ao SiO2 são apresentadas nos
diagramas das Figuras 53 e 54. A análise do comportamento geral dos elementos maiores e traços indica que as
variações estão associadas a dois grupos de rochas:
Grupo 1: formado pelas amostras do granito rapakivi,
epissienito potássico e epissienito potássico modificado,
452
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
eventualmente alinhadas com amostra da zona rica em
fengita (ZF; trend 1);
Grupo 2: formado pelas amostras da ZF e da zona rica
em clorita (ZC; trend 2).
A análise global dos diagramas de variação química
demonstra que:
a) durante os processos de epissienitização, houve considerável enriquecimento em Al2O3, Fe2O3t, SnO2
e componentes voláteis (Figuras 53a, c, h; 54d),
enquanto TiO2, MgO, MnO, Na2O e K2O foram
enriquecidos de maneira menos pronunciada (Figuras 53b, d, f, g). Por outro lado, durante a formação do epissienito potássico, houve forte remoção
de F (Figura 54a);
b) em relação aos processos de greisenização, os diagramas de variação indicam que os fluidos responsáveis pela formação da zona rica em clorita
eram relativamente mais enriquecidos em TiO2,
Fe2O3t, MgO, MnO e S (Figuras 53b, c, d; 54b), e
mais empobrecidos em Al2O3, K2O e SnO2 (Figuras 53a, g, h) do que a zona rica em fengita;
c) a comparação da amostra do granito rapakivi com
os produtos finais do processo de greisenização
(Gs3) demonstra que ao longo do halo de alteração
granito → epissienito potássico → greisen 3, houve contínuo enriquecimento em Fe total, MgO,
MnO, SnO2, S, CO2 e componentes voláteis (PF),
e forte remoção de Na2O, e menos pronunciada
de CaO e F. Al2O3 e K2O foram inicialmente enriquecidos durante a formação de EpSK, mas empobrecidos durante a formação do greisen 3, principalmente o segundo;
d) em relação aos elementos-traço, a epissienitização
causou aumento nos conteúdos de Ba e Rb (Figuras 54e, f); por outro lado, a formação do greisen 3
causou empobrecimento em Ba e Sr (Figuras 54e,
g) e incremento nos conteúdos de Zr (Figura 54h);
e) em relação ao Rb, seus conteúdos são relativamente maiores na zona rica em fengita do que na zona
rica em clorita, comportamento semelhante ao apresentado por Ba e K2O. Esta variação química é
resultante da desestabilização dos feldspatos magmáticos e da sua substituição por filossilicatos durante a formação do greisen 3;
f) o enriquecimento em Sn e S são decorrentes da
formação de cassiterita e dos sulfetos associados
ao greisen 3.
Os padrões de ETR de amostras representativas do
granito rapakivi, epissienito potássico, epissienito potássico modificado e das duas zonas mineralógicas do greisen
3 são apresentados na Figura 55.
Os padrões de ETR das amostras do epissienito são
muito similares ao do granito rapakivi, o que demonstra
(a)
(b)
(c)
Figura 52 – Padrões de ETR de: a. Amostras de granito
rapakivi cinza (GRP) e de granito fortemente greisenizado;
b. Amostras da zona rica em siderofilita do greisen 1
comparadas com o GRP; c. Amostras da zona rica em topázio
do greisen 1 comparadas com o GRP. Valores normalizados
segundo valores condríticos de Taylor & McLennan (1985).
453
Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas
Figura 53 – Diagramas de variação de óxidos de elementos maiores em relação à sílica para o greisen 3 associado ao Granito
Água Boa. Os trends 1 e 2 representam os agrupamentos de rochas descritos no texto.
que os fluidos responsáveis pelo processo de epissienitização não remobilizaram os ETR do protólito granítico.
As duas amostras da zona rica em fengita
apresentam comportamento algo diferenciado entre si,
como mostrado pelos espectros na Figura 55b. Uma das
amostras apresentou forte enriquecimento em todas os
Terras Raras, tanto leves quanto pesados. Por outro lado,
a outra amostra foi levemente empobrecida tanto nos
ETR leves quanto nos ETR pesados, em relação ao
granito.
As duas amostras da zona rica em clorita mostram
que houve grande enriquecimento em ETR durante a formação desta zona mineralógica de Gs3 (Figura 55c). Porém, enquanto uma das amostras apresenta padrão fracionado, muito semelhante ao do granito rapakivi, a outra
mostra enriquecimento comparativamente muito mais
acentuado nas terras raras pesadas, o que faz com que
seu espectro se torne menos fracionado.
Estas diferenças no comportamento geoquímico dos
ETR durante os processos de epissienitização e greisenização ressaltam os contrastes composicionais dos fluidos
responsáveis pela formação destas rochas. A complexidade torna-se ainda maior se levarmos em consideração
a superposição de eventos hidrotermais que levaram à
formação do greisen 3.
Caracterização geoquímica dos epissienitos sódicos
As análises químicas de amostras representativas das
quatro fácies associadas ao processo de epissienitização
de biotita-granito do Granito Água Boa (Costi et al., 2002)
são apresentadas na Tabela 16. Estas fácies são: epissienito sódico rico em sílica (EpSNaS), epissienito sódico
(EpSNa), epissienito sódico micáceo (EpSNaM) e epissienito potássico (EpSK).
454
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
(a)
(c)
(b)
(e)
(d)
(f)
(h)
(g)
Figura 54 – Diagramas de variação de F, S, CO2, perda ao fogo e elementos-traço em relação à sílica para o greisen 3
associado ao Granito Água Boa. Os trends 1 e 2 representam os agrupamentos de rochas descritos no texto. Simbologia de
acordo com a Figura 53.
Os epissienitos e rochas hidrotermais associadas mostram forte contraste geoquímico em relação aos granitos
hospedeiros. Os epissienitos sódicos são empobrecidos
em SiO2 e K2O (Figura 56a, c) e enriquecidos em Na2O,
Al2O3 (Figura 56b, d) e Fe2O3t. Por outro lado, os teores
de CaO, MnO, TiO2, P2O5 e F (Figura 56d) são similares
aos do granito hospedeiro. Os epissienitos potássicos são
distinguidos dos epissienitos sódicos por seu extremo enriquecimento em K2O (Figura 56d), mas seu conteúdo
em Na2O é similar ao do granito encaixante (Figura 56a).
Os epissienitos sódicos micáceos são fortemente empobrecidos em SiO2 e têm conteúdos mais baixos em Na2O
do que os do granito (Figura 56a), e seus conteúdos em
K2O são intermediários entre os do granito e do epissienito potássico (Figura 56c).
A avaliação dos dados analíticos e a análise de diagramas geoquímicos utilizando SiO2, Al2O3, Na2O e K2O indica que houve extrema variação composicional destes
componentes químicos na zona hidrotermalizada. Os dados sugerem que os epissienitos poderiam ter se formado
a partir do protólito granítico por meio de três processos
metassomáticos distintos, cujos trends são indicados na
Figura 56: 1s (granito → epissienito sódico), 1p (granito
→ epissienito potássico) e 2 (epissienito sódico → epissienito micáceo).
O processo 1s envolveu empobrecimento em SiO2 e
K2O (Figura 56c), e enriquecimento em Al2O3 (Figura
56b); o processo 1p deve ter envolvido perda similar de
SiO2 associada a ganhos acentuados de Al2O3 e K2O e
discretos de Na2O (Figuras 56a, b, c). Similarmente, a
transformação de epissienito sódico para epissienito sódico micáceo (processo 2) requer perda significativa de
SiO2 e Na2O (Figura 56a) e ganhos em K2O (Figura 56c),
F (Figura 56d) e Fe (não mostrado); a Figura 56 sugere
que durante este processo o Al2O3 permaneceu constante e a razão Na2O/K2O decresceu. Os epissienitos sódi-
455
Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas
cos micáceos são as únicas rochas metassomáticas a registrarem adição de F (Figura 56d).
No cráton Amazônico, os granitos proterozóicos especializados em Sn mostram razões Rb/Sr elevadas, geralmente >10 (Horbe et al., 1991; Dall’Agnol et al., 1993;
Bettencourt et al., 1995). Os dados dos epissienitos de
Pitinga (Tabela 16, Figura 56e) mostram que essa razão
nos epissienitos sódicos é muito baixa quando comparada
ao protólito granítico, devido à substituição do feldspato
potássico por albita no epissienito sódico. Como tal substituição não ocorreu no caso do epissienito potássico, a
razão Rb/Sr desta última rocha assemelha-se a do granito. O epissienito sódico micáceo exibe razão Rb/Sr bem
superior a do epissienito sódico e similar a do granito hospedeiro, devido ao aumento no conteúdo de mica secundária que substitui albita e outras fases.
As observações petrográficas indicam correlação positiva entre a presença de cassiterita e a epissienitização.
A Figura 56f mostra aumento considerável nos conteúdos de Sn e Na2O em várias amostras de epissienito sódico em relação ao granito hospedeiro, e que não são apresentados pelas amostras de epissienito potássico e epissienito sódico micáceo.
Os padrões de ETR de amostras representativas de
epissienito sódico, epissienito sódico rico em sílica, epissienito sódico micáceo e epissienito potássico são apresentados na Figura 57. Os padrões de biotita-granito exibem
típicas feições de granitos tipo A (Whalen et al., 1987;
Horbe et al, 1991; Dall’Agnol et al., 1993; Bettencourt et
al., 1995): (1) enriquecimento de La e Ce em relação aos
demais ETR leves (média Lan/Smn = 3,5); (2) pronunciadas anomalias negativas de Eu; (3) padrão plano dos ETR
pesados. O epissienito sódico micáceo (Figura 57c) e o
epissienito potássico (Figura 57d) mantêm a assinatura
dos ETR do protólito granítico, enquanto os epissienitos
sódicos são empobrecidos em todos os ETR, principalmente os leves, e apresentam leve anomalia negativa de
Eu (Figura 57a). O epissienito sódico rico em sílica é fortemente empobrecido em todos os ETR (Figura 57b).
VII. INCLUSÕES FLUIDAS
O estudo das inclusões fluidas (IF) foi realizado em
amostras de greisens e epissienitos potássicos associados ao Granito Água Boa. Para tanto, foram selecionadas seis amostras representativas dos vários domínios de
formação dos principais tipos de rochas hidrotermais identificadas na zona alterada e mineralizada do pluton. Os
diferentes métodos de estudo foram aplicados em cristais
de quartzo, topázio e fluorita. Nestes minerais foram realizados estudos microscópicos em aproximadamente 900
Figura 55 – Padrões de ETR de: a. Amostras de epissienito
potássico e de epissienito potássico modificado comparadas
com o granito rapakivi cinza (GRP); b. Amostras da zona rica
em fengita do greisen 3 comparadas com o GRP; c. Amostras
da zona rica em clorita do greisen 3 comparadas com GRP.
Valores normalizados segundo valores condríticos de Taylor
& McLennan (1985).
456
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Tabela 16 – Análises químicas representativas do epissienito sódico rico em sílica (EpSNaS), epissienito sódico (EpSNa),
epissienito sódico micáceo (EpSNaM) e epissienito potássico (EpSK). Fonte dos dados: Costi et al. (2002).
457
Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas
Figura 56 – Diagramas geoquímicos binários dos granitos e epissienitos associados ao Granito Água Boa. Ver texto para a
explicação dos caminhos 1s, 1p e 2. Baseado em Costi et al. (2002).
IF, análises microtermométricas (ciclo resfriamento-aquecimento) em 680 IF e, desse total, selecionaram-se 37
inclusões para a realização de análises por espectroscopia micro-Raman. A seguir, serão apresentados os resultados obtidos nas amostras estudadas. Os dados apresentados foram extraídos de Borges (2002) e Borges et
al. (submetido).
Petrografia das inclusões fluidas
Com base no estudo microscópico global das amostras selecionadas, foi possível, a partir das características
comuns a determinadas populações de IF, definir as diversas tipologias de IF presentes na zona hidrotermal estudada. As características são alistadas abaixo (considerou-se T = 20ºC a temperatura ambiente média nos ensaios microtermométricos):
a) IF tipo 1: são IF aquosas (AQ) bifásicas (L+V),
em que V é vapor d’água. É o tipo mais abundante
nas amostras estudadas. Raramente, foram encontrados diminutos cristais de saturação de halita em
uma amostra do greisen 3 rico em fengita;
b) IF tipo 2A: são IF aquo-carbônicas (AC) bifásicas
(L1+V), em que L1 é constituído por H2O. A fase
carbônica é gasosa (V) à temperatura ambiente,
mas em algumas inclusões observou-se a formação de CO2 líquido por condensação a temperaturas mais baixas. Apresentam os subtipos 2A1 com
predomínio da fase carbônica e 2A2 com predomínio da fase aquosa;
c) IF tipo 2B: são IF AC bifásicas (L1+L2), em que L1
é H2O e L2 é a fase líquida carbônica. Durante a
criometria, a fase carbônica invariavelmente nucleia fase vapor a temperaturas mais baixas. Mostram razão L1/L2 variável, mas há predomínio global da fase carbônica nestas inclusões;
d) IF tipo 2C: são IF AC trifásicas (L1+L2+V) à temperatura ambiente, constituídas por duas fases líquidas (H2O+CO2) e uma fase vapor carbônica.
Apresentam os subtipos 2C1 com predomínio da
fase carbônica e 2C2 com predomínio da fase aquosa;
e) IF tipo 3: são IF carbônicas (C) monofásicas líquidas (L) à temperatura ambiente, mas que nucleiam fase vapor durante os ensaios de criometria.
No estudo desenvolvido (Borges, 2002; Borges et al.,
submetido), os dados microscópicos, microtermométricos
e aqueles obtidos por meio de análises por espectroscopia micro-Raman, são apresentados separadamente para
cada amostra estudada. A sistematização dos dados pos-
458
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
(a)
(b)
(c)
(d)
Figura 57 – Padrões de ETR em: a. biotita-granito e epissienito sódico; b. epissienito sódico rico em sílica comparada com
biotita-granito; c. epissienito sódico micáceo comparada com biotita-granito; d. epissienito potássico comparada com biotitagranito. Valores normalizados segundo o condrito de Taylor & McLennan (1985).
sibilitou a definição de características microscópicas e
microtermométricas comuns a determinados agrupamentos de IF, sendo as mesmas utilizadas para caracterizar
populações de IF. As populações apresentam características petrográficas similares em diferentes amostras, mas
algumas diferenças composicionais que, como será discutido adiante, marcam os diversos estágios evolutivos
dos fluidos aquosos e aquo-carbônicos responsáveis pela
formação das rochas hidrotermais e suas mineralizações
associadas. Por outro lado, as assembléias são constituídas por agrupamentos de duas ou mais populações de IF
aquosas e aquo-carbônicas, com relações cronológicas
bem definidas entre si. As características petrográficas e
microtermométricas gerais dessas populações de IF, válidas para quartzo, topázio e fluorita, são apresentadas na
Tabela 17.
Como pode ser observado na Tabela 17, foram definidas seis populações de IF aquosas e uma população de
IF aquo-carbônicas. As diferentes associações destas
populações nas amostras estudadas caracterizam as as-
sinaturas das rochas hidrotermalizadas, e são resultantes
das diferentes interações sofridas entre os fluidos aquosos e aquo-carbônicos.
Microtermometria e espectroscopia micro-Raman
Greisen 1 rico em topázio
O estudo foi realizado em duas lâminas bipolidas da
amostra F2/27,10 m, em 16 cristais de quartzo e 27 cristais de topázio. Em uma das lâminas foram distinguidos
dois tipos morfológicos de quartzo em função de seu modo
de ocorrência: (a) quartzo 1, predominante, que ocorre
disseminado na rocha; (b) quartzo 2, encaixado em uma
vênula fina milimétrica que corta a amostra.
As inclusões fluidas primárias aprisionadas tanto em
quartzo 1 quanto em topázio são representadas por associação de inclusões aquosas da população 1 e inclusões
aquo-carbônicas distribuídas em clusters ou arranjos tridimensionais (Figura 58a, b). A grande variação nas ra-
459
Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas
Tabela 17 – Sumário dos dados microscópicos e microtermométricos das inclusões fluidas aquosas e aquo-carbônicas.
zões fase aquosa/fase carbônica é característica marcante
das inclusões AC. A assembléia observada em quartzo 2
consiste em associação de IF AQ da população 4 e de
algumas IF AC distribuídas em arranjo pseudo-secundário. Algumas inclusões AQ da população 4 também foram identificadas ao longo de trilhas secundárias em topázio. Inclusões aquosas da população 3 ocorrem em trilhas finas secundárias que cortam cristais de quartzo 1.
As IF AQ da população 1 mostram temperaturas
eutéticas (Teu) variando entre -40,5 e -21,2 °C (Figura
59), o que sugere a presença de NaCl e FeCl2 em solução.
As inclusões aquosas da população 4 mostram Teu ao redor
de -52°C, indicando que um fluido rico em CaCl2 esteve
presente nos estágios mais tardios da formação do greisen.
A IF com Teu maior que -21,2°C representa fluido de baixa
salinidade, mais frio, aprisionado em trilhas secundárias.
A salinidade foi calculada com referência ao sistema H2ONaCl (Bodnar & Vityk, 1994). A distribuição das diferentes
populações no diagrama Th – salinidade (Figura 60a)
ressalta as relações entre os fluidos aquosos aprisionados
em quartzo e topázio do greisen 1 rico em topázio. Como
será discutido adiante, o trend 1 representa um processo
de diluição devida à mistura entre dois fluidos de
temperaturas contrastantes e composição similar. Como
inferido a partir dos dados composicionais (Figura 59; 60a),
a população 4 representa a participação de um fluido mais
salino na história evolutiva do greisen 1.
As inclusões AC (tipos 2B e 2C) e carbônicas (tipo 3)
aprisionadas no quartzo apresentam temperaturas de fusão do CO2 entre -83,5 e -57,9°C (Figura 61a). A fusão
do CO2 sólido não foi observada em topázio, uma vez que
as IF tipo 2A1 não mostram quaisquer mudanças de fase
nos ensaios de resfriamento devido à sua baixa densidade. A homogeneização da fase carbônica ocorreu principalmente na fase aquosa, a temperaturas (ThCO2) entre
-69,8 e +23,4°C (Figura 61b), enquanto as temperaturas
de fusão do clatrato (Tmclath) variam de +2,9 a +15,1°C
(Figura 61c). Em cristais de topázio a Tmclath varia de
+8,2 a 15°C (Figura 61c). Apesar disso, não foi possível
estimar a salinidade dos fluidos devido à sua composição mista (CO2 + CH4). Nos cristais de quartzo as IF
tipo 2A2 homogeneízam na fase aquosa entre 285 e
382°C, enquanto o tipo 2A1 homogeneíza na fase carbônica entre 344 e 391°C; as inclusões tipo 2B homo-
460
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
(a)
(b)
(c)
(d)
(e)
(f)
(h)
(g)
Figura 58 – Fotomicrografias de inclusões fluidas. a-h: assembléias de IF coexistentes em quartzo e topázio dos greisens e
epissienitos potássicos associados ao Granito Água Boa. Rochas hidrotermais: (a,b) greisen 1 rico em topázio; (c) greisen 1
rico em siderofilita; (d) greisen 2; (e) greisen 3 rico em fengita; (f) greisen 3 rico em clorita; (g,h) epissienito potássico. As IF
estão hospedadas em quartzo, exceto em b, onde estão hospedadas em topázio. Tipos de IF: Aquosa: 1 = bifásica, rica em
líquido; Aquo-carbônica: 2A1 = bifásica, rica na fase carbônica; 2A2 = bifásica, rica na fase aquosa; 2B = bifásica, ambas
fases líquidas; 2C2 = trifásica, rica em líquido; Carbônica: 3 = monofásica, rica em líquido. Abreviações: qtz: quartzo, top:
topázio. As barras de escala representam 10 micra (a,b,c,d) e 25 micra (e,f,g,h).
geneízam na fase aquosa entre 312 e 370°C, e na fase
carbônica entre 342 e 383°C; as inclusões tipo 2C homogeneízam na fase aquosa ou carbônica entre 316 e
327°C (Figura 61d). Nos cristais de topázio as IF tipo
2A2 homogeneízam na fase aquosa entre 270 e 387°C,
enquanto o tipo 2A1 homogeneíza na fase carbônica
entre 336 e 379°C (Figura 61d).
A grande variação composicional das inclusões AC e
C em quartzo foi confirmada pelas análises micro-Raman. Os dados analíticos (Tabela 18) demonstram a estreita relação entre as crescentes TmCO2 e a crescente
fração molar de CH4 na fase carbônica. Nestas inclusões os conteúdos de CO2 variam de 0 a 98,49 mol %. As
análises indicam que CH4 é o único componente da fase
carbônica nas inclusões em topázio. Algumas inclusões
investigadas em vênula que corta o greisen 1 rico em topázio apresentam composições extremamente ricas em
CH4 (Tabela 18). Todas as inclusões foram também analisadas para H2S e N2. O primeiro foi detectado em quantidades traço em quase todas as inclusões, exceto naquelas puras em CH4, enquanto que o segundo componente
está ausente.
Greisen 1 rico em siderofilita
Neste sítio do greisen 1 foram estudados quatro cristais de quartzo (tipo 1) da amostra F2/26,96 m, cujas características morfológicas são similares àquelas descritas em quartzo 1 da zona rica em topázio.
A principal assembléia primária aprisionada nos grãos
de quartzo é representada pela associação de inclusões
do tipo 2A, 2B e 3, com IF AQ da população 2 distribuídas aleatoriamente ou em arranjos tridimensionais (Figura 58c). Algumas inclusões da população 1 (maior Th)
461
Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas
ocorrem localmente associadas àquelas da população 2.
As inclusões aquosas da população 4 são abundantes nesta
zona e ocorrem principalmente como grupos pseudo-secundários. O modo de ocorrência da população 4 sugere
que ela foi aprisionada tardiamente em relação às inclusões da população 2. Localmente, inclusões AQ da população 3 são observadas em arranjos planares associadas
às IF da população 4.
As inclusões AQ da população 1 e 2 forneceram valores de temperaturas de fusão do gelo (Tmice) entre -6 e 3°C, e Teu variando de -29,4 a -36,9°C (Figura 59), sugerindo a presença de NaCl e FeCl2 em sua composição
global. As inclusões AQ da população 4 são relativamente mais salinas (Tmice variando de -5,9 a -10,8°C) e mostram Teu no intervalo de -44,2 a -24,7°C (Figura 59). Os
valores de Teu mais baixos indicam a presença de CaCl2
nas soluções aquosas tardias durante a formação deste
greisen. Como mostrado no diagrama Th – salinidade
(Figura 60b), o trend 2 provavelmente representa processo de mistura de fluidos similar àquele da Figura 60a;
mas a população 4 na zona rica em siderofilita parece ter
experimentado uma diluição mais intensa do que aquela
da zona rica em topázio. Embora a distribuição das populações 2 e 3 na Figura 60b se ajuste ao trend 1, as inclusões AQ da população 2 são interpretadas como derivadas de fluido proveniente do sítio de formação do greisen
3, como será discutido adiante.
Nas inclusões AC e C primárias, as temperaturas de
fusão de CO2 distribuem-se no intervalo de -71,6 a -57,0°C,
com a maior parte dos valores entre -65 e -60°C (Figura
61a), implicando menor variação composicional do que
na zona rica em topázio. A fase carbônica homogeneíza
no estado líquido nos três intervalos separados, mas a
maioria dos valores situa-se entre -16,4 e +9,8°C (Figura
61b). As temperaturas de fusão do clatrato situam-se entre
+0,4 e +15,1°C, os maiores valores refletindo a presença
de CH4 na fase carbônica dessas inclusões. A presença
de CH4 limita o cálculo da salinidade das inclusões AC a
partir da Tmclath. No entanto, foi possível calcular a salinidade da IF Gs1b-I/13, com uma composição quase pura
em CO2 (Tabela 18), de acordo com a equação proposta
por Parry (1986), a qual fornece valor de equivalente a
8,92 % em peso de NaCl. As IF do subtipo 2A2 homogeneízam na fase aquosa no intervalo de 209–362°C, enquanto aquelas do subtipo 2A1 homogeneízam na fase
carbônica entre 344 e 394°C; as inclusões do subtipo 2B
homogeneízam na fase aquosa entre 241 e 322°C, e na
fase carbônica entre 231 e 325°C (Figura 61d). É importante ressaltar que, a despeito da superposição parcial
com as Th encontradas na zona rica em topázio, grande
número de inclusões da zona rica em siderofilita homogeneíza abaixo de 280°C (Figura 61d).
Tabela 18 – Composição química das inclusões fluidas aquocarbônicas e carbônicas dos greisens associados com o Granito Água Boa.
As análises micro-Raman confirmaram a grande variação composicional das inclusões AC e C (Tabela 18), e
sugerem que o CO2 é provavelmente mais abundante na
fase carbônica das inclusões da zona rica em siderofilita
do que na zona rica em topázio. Enquanto H2S foi detectado em pequenas quantidades, N2 está ausente.
Greisen 2
Neste domínio foram estudados três cristais de quartzo e um cristal de fluorita da amostra F21/86,37 m. O
quartzo apresenta características petrográficas semelhantes as de quartzo 1 da zona rica em topázio do greisen 1,
enquanto que a fluorita é subédrica e ocorre disseminada
na rocha.
A principal assembléia é formada por associação entre IF AC 2A e 2C e inclusões AQ das populações 2 e/ou
5 distribuídas aleatoriamente ou em arranjos tridimensionais (Figura 58d). É importante enfatizar que no greisen
2 as inclusões AC e C são menos abundantes do que no
greisen 1. As IF das populações 2 e 5 são também localmente observadas em arranjos pseudo-secundários. Por
outro lado, diferentemente das duas zonas do greisen 1,
as IF AQ da população 3 formam clusters primários em
cristais euédricos de quartzo interpretados como quartzo
462
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
de geração tardia precipitado durante a formação do greisen 2. Nos cristais de fluorita as inclusões AQ mostram
características microscópicas similares àquelas da população 3 e ocorrem como inclusões primárias isoladas.
Nos ensaios de resfriamento somente alguns dados
de Teu foram obtidos tanto em quartzo quanto em fluorita,
parcialmente devido ao tamanho muito pequeno das
inclusões. As inclusões AQ da população 2 forneceram
valores de Tmice entre -6,8 e -4,6 °C, enquanto as da
população 3 mostram valores no intervalo de -2,5 a -0,6
°C; ambas populações apresentam T eu maiores ou
próximas de -21,2 °C, a temperatura eutética do sistema
salino H2O-NaCl (Figura 58). A distribuição das inclusões
aquosas no diagrama Th – salinidade (Figura 60c) enfatiza
que as diferenças microtermométricas principalmente
entre as populações 3 e 5 tornam-se menos significativas
e podem ser resultantes de processos de interação mais
intensos. Os trends 1 e 2 (Figura 60), como será discutido
adiante, representam processos de mistura que causaram
diluição.
As temperaturas de fusão de CO2 das inclusões AC
2C caem entre -57,1 e -56,8°C, próximas do ponto triplo
de CO2 puro (Figura 61a). A fase carbônica homogeneíza no estado líquido no intervalo +28,3 a +29,3°C (Figura
60b), e as temperaturas de fusão do clatrato variam de
+5 a +6,3°C, exceto um valor de +13,0°C (Figura 61c). A
salinidade da IF Gs2c-III/14 (Tabela 18), na qual a fase
carbônica consiste em CO2 puro, é equivalente a 7,47 %
Tmice (oC)
Figura 59 – Diagrama Teu versus Tmice mostrando a ampla
variação composicional dos fluidos aquosos associados com
a formação dos greisens e epissienitos potássicos em Pitinga.
Todos os dados foram obtidos em quartzo. Temperaturas
eutéticas de acordo com Borisenko (1977). Abreviações: Gs1,
Gs2, Gs3 = greisens 1, 2 e 3, respectivamente; ZT = zona rica
em topázio; ZS = zona rica em siderofilita; ZF = zona rica em
fengita; ZC = zona rica em clorita; EpsK = epissienito
potássico. n = número total de medidas. Os campos sombreados referem-se às seis populações de IF aquosas descritas no
texto (cf. Tabela 17), enquanto os campos tracejados referem-se aos fluidos associados com cada uma das amostras
estudadas.
Figura 60 – Diagrama temperatura de homogeneização versus salinidade, ilustrando as variações composicionais das diferentes populações de inclusões fluidas aquosas aprisionadas em quartzo, topázio e fluorita de greisens e epissienitos potássicos
associados com o Granito Água Boa. Os trends 1, 2 e 3 são discutidos no texto.
463
Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas
em peso de NaCl, de acordo com a equação de Parry
(1986). As IF do subtipo 2A2 homogeneízam na fase aquosa entre 285 e 355°C, e as do subtipo 2A1 homogeneízam
na fase carbônica em torno de 345°C; as inclusões dos
subtipos 2C2 e 2C1 homogeneízam na fase aquosa, respectivamente, no intervalo de 282 a 339°C e ao redor de
302°C (Figura 61d).
As análises Raman revelaram o predomínio de CO2
na fase carbônica das inclusões AC, com pequenas quantidades de CH4 e traços de H2S detectado em somente
uma amostra (Tabela 18).
Greisen 3 rico em fengita
Neste sítio foram estudados cinco cristais de quartzo
da amostra F12/52,65 m. O quartzo tem formas poligonalizadas e seus grãos apresentam contatos retilíneos entre
si, caracterizando texturas de preenchimento de cavidades. Sua superfície mostra aspecto “sujo”, conferido por
IF grandes e irregulares, que vazaram em decorrência da
preparação da lâmina bipolida.
A assembléia típica desta amostra é representada por
associação de IF AQ das populações 1, 2, 4 e 6 distribuídas aleatoriamente (Figura 58e). Em alguns cristais, a
população 6 é localmente encontrada em arranjos plana-
(a)
res pseudo-secundários. A feição mais marcante é a ocorrência de clusters de IF com grande variação nas razões
vapor/líquido, a qual também é observada nas amostras
do epissienito potássico (Figura 58h).
A população 6 é a mais abundante em todos os cristais investigados. Estudos detalhados em um dos cristais
demonstram correlação negativa entre a salinidade crescente e as Th decrescentes das inclusões do centro em
direção àquelas da borda do cristal. Na borda foram observados mais comumente hidratos de sal, juntamente com
diminutos cristais de saturação de halita, indicando aumento de salinidade nos estágios finais da precipitação
do cristal hospedeiro.
As Teu das inclusões aquosas das quatro populações
deste greisen variam entre -61,9 e -40,2°C (Figura 59),
indicando a presença de NaCl, FeCl2 e CaCl2 como solutos importantes. Os valores menores que -52°C têm sido
considerados como Teu metaestáveis do sistema H2ONaCl-CaCl2 (Davis et al., 1990) ou o resultado das transições de fase do gelo hexagonal em fluidos de composição idêntica (Walker & Samson, 1998). Os valores de
Tmice distribuem-se caracteristicamente no intervalo de 7,7 a -2,5°C para a população 2, de -16,7 a -14,9°C para
a população 4 e entre -26,0°C e -18,9°C para a população 6 (Figura 59). As temperaturas de fusão de hidroha-
(b)
(c)
(d)
Figura 61 – Histogramas de freqüência das inclusões fluidas
aquo-carbônicas e carbônicas dos greisens associados ao
Granito Água Boa. (a) Temperatura de fusão do CO2 (TmCO2);
(b) Temperatura de homogeneização de CO2 (ThCO2); (c) Temperatura de fusão do clatrato (Tmclath); (d) Temperatura de
homogeneização total (Th). n = número total de medidas.
Gs1 e Gs2 = greisens 1 e 2, respectivamente; ZT = zona rica
em topázio; ZS = zona rica em siderofilita.
464
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
lita em inclusões da população 6 são normalmente mais
altas do que a Tmice e variam entre -19,6 e -6,1°C, correspondendo a concentrações entre 15 e 19 % em peso
de NaCl e 8 a 11 % em peso de CaCl2, de acordo com
Borisenko (1977). As principais características microtermométricas e as relações entre as quatro populações podem ser vistas no diagrama Th – salinidade (Figura 60d).
O trend 3 é interpretado como resultante de processo de
salinidade crescente devido à interação fluido-rocha, que
gerou um fluido mais frio e de salinidade moderada a alta
nos estágios tardios.
As inclusões ricas em vapor (F = 0,1-0,4) mostram Th
(L + V → V) variando entre 340 e 370°C e salinidades
equivalentes a 6-10 % em peso de NaCl. Essas inclusões
(não mostradas na Figura 60d), contudo, não homogeneízam ao longo do mesmo intervalo de temperatura
das inclusões ricas em líquido coexistentes. As análises
Raman realizadas em IF selecionadas demonstram que
sua fase vapor consiste somente de água.
Greisen 3 rico em clorita
Neste domínio foram estudados nove cristais de quartzo
da amostra F9/33,73 m, os quais apresentam dois tipos
morfológicos: um tipo anédrico, predominante, e um tipo
euédrico. O tipo anédrico ocorre disseminado na rocha e
contém inúmeras inclusões de clorita e pirita, o que lhe
confere textura poiquilítica. O tipo euédrico ocorre em
cristais poligonalizados, preenchendo cavidades. Ambos
os tipos mostram associação de IF AQ da população 6
(dominante) com inclusões AQ da população 5, esta última ocorrendo em arranjos planares pseudo-secundários.
A feição textural mais marcante da população 6 é a ocorrência de finas fibras de clorita imersas na fase líquida
das cavidades (Figura 58f). Essas fibras são interpretadas como minerais capturados, sugerindo precipitação
contemporânea de clorita e quartzo.
Os dados de Teu de ambas as populações aquosas indicam que CaCl2 é o soluto dominante nos fluidos durante a precipitação de quartzo na zona rica em clorita (Figura 59). Entretanto, as temperaturas eutéticas mais baixas (ao redor de -75°C) parecem indicar a presença de
outros cátions dissolvidos, além de Ca2+ ou metaestabilidade, como discutido anteriormente. A distribuição de algumas inclusões entre -52 e -37°C (Figura 59) também
sugere a presença de FeCl2 em solução. Os valores de
Tmice variam entre -24,8 e -15°C e entre -6 e -1,1°C para
as populações 6 e 5, respectivamente (Figura 59). Algumas temperaturas de fusão de hidrohalita em inclusões
da população 6 se distribuem entre -13,9 e -7,1°C e correspondem a concentrações variando entre 14 e 15 %
em peso de NaCl e entre 12 e 11 % em peso de CaCl2, de
acordo com Borisenko (1977). A distribuição das duas
populações no diagrama Th – salinidade (Figura 60e) enfatiza suas diferenças. As inclusões aquosas da população 6 representam líquido derivado da zona rica em fengita do greisen 3 (ver Figura 60d), que foram aprisionadas nos estágios tardios de um processo representado pelo
trend 3, enquanto a população 5 poderia representar um
processo de diluição, ilustrado pelo trend 2.
Epissienito potássico
Neste domínio, foram estudados três cristais de quartzo da amostra F12/61,26 m. Os grãos de quartzo também
mostram formas poligonalizadas, representativas de preenchimento de cavidades. Da mesma forma que quartzo
da zona rica em fengita do greisen 3, mostra aspecto sujo,
devido às IF grandes.
A principal assembléia nesta amostra consiste em
associação das populações 6 e 4 em clusters de inclusões
primárias distribuídas aleatoriamente ou em arranjos
tridimensionais (Figura 58). Significativamente, em dois
cristais de quartzo examinados, as inclusões euédricas da
população 6 estão dispostas nas porções centrais dos
cristais enquanto as inclusões irregulares da população 4
ocorrem nas bordas, onde usualmente apresentam feições
de estrangulamento. Localmente, ocorrem clusters de IF
com razões líquido/vapor extremamente variáveis (Figura
58h), similares àquelas observadas no greisen 3 rico em
fengita.
As temperaturas eutéticas variam de -58,1 a -35,2°C,
indicando que NaCl, FeCl2 e CaCl2 estão presentes como
solutos. A distribuição dos dados em diagrama Teu – Tmice
(Figura 59) mostra que a população 4, com Tmice variando entre -14,8 e -6,1°C, poderia corresponder a fluidos
ricos em NaCl ± FeCl2. Por sua vez, a população 6, com
Tmice variando de -25,7 a -17,2°C, corresponderia a fluidos ricos em NaCl ± CaCl2. Deve ser observado, também, que as inclusões com valores de Tmice ao redor de 15°C marcam a transição entre as duas populações. Como
tal, a população 6 poderia representar o produto final da
evolução de fluido originado na zona rica em fengita do
greisen 3, como indicado pelo trend 3 (Figura 60f), enquanto a população 4 é interpretada como o registro de
processo de mistura de fluidos (trend 2).
Condições de P & T de aprisionamento dos fluidos
A estimativa das condições de aprisionamento dos fluidos aquosos e aquo-carbônicos nos greisens 1 e 2 foi baseada no método do cruzamento de isócoras representando dois fluidos distintos, mas contemporâneos, aprisionados em diferentes inclusões dentro do mesmo cristal
(Roedder & Bodnar, 1980; Roedder, 1984).
465
Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas
As isócoras dos fluidos aquosos foram determinadas
baseadas na equação de estado (Bodnar & Vityk, 1994)
para o sistema H2O-NaCl, utilizando o software MacFlinCor (Brown & Hagemann, 1994), enquanto as isócoras
dos fluidos aquo-carbônicos foram calculadas pela equação de estado de Kerrick & Jacobs (1981) para o sistema H2O-NaCl-CO2-CH4. A partir destes cálculos, construíram-se diagramas P-T mostrando isócoras representativas de IF aquo-carbônicas e aquosas, com suas respectivas variações de densidade.
A assembléia coexistente, formada por inclusões AC
e AQ da população 1, representa o aprisionamento simultâneo dos fluidos derivados da imiscibilidade do fluido
aquo-carbônico original no greisen 1 rico em topázio. A
intersecção das isócoras A (0,841 g/cm3) e B (0,775 g/
cm3) da população 1 com as isócoras C (0,552 g/cm3) e
D (0,508 g/cm3), correspondendo, respectivamente, às
inclusões AC dos tipos 2C1 e 2B, permite estimar as condições de aprisionamento em 45 – 95 MPa e 310 – 360°C
(Figura 62a) neste sítio hidrotermal. As inclusões AQ do
tipo 1 (isócoras A e B) e inclusões AC tipos 2C1 e 2B
(isócoras C e D) são interpretadas como representantes,
respectivamente, dos membros de alta e baixa densidade
originados da separação de fases.
As inclusões AQ da população 2 e as inclusões AC do
tipo 2B representam assembléia heterogênea que foi simultaneamente aprisionada no greisen 1 rico em siderofilita. A intersecção das isócoras E (0,932 g/cm3) e F (0,896
g/cm3) com as isócoras G (0,718 g/cm3) e H (0,655 g/
cm3) permite estimar as condições de aprisionamento para
esses dois fluidos imiscíveis em 40 – 145 MPa e 230 –
350°C (Figura 62b).
No sítio hidrotermal do greisen 2 a associação das inclusões AQ da população 2 com as inclusões AC tipo
2C1 representa o aprisionamento contemporâneo do fluido aquo-carbônico e um fluido aquoso derivado do sítio
hidrotermal do greisen 3. A intersecção das isócoras I
(0,906 g/cm3) e J (0,895 g/cm3) com as isócoras K (0,724
g/cm3) e L (0,609 g/cm3) possibilita estimar as condições
de P – T em 75 – 120 MPa e 280 – 320°C (Figura 62c).
O contexto geológico e os dados microtermométricos
suportam a interpretação de que as condições de pressão
e temperatura calculadas acima são também válidas para
o sítio hidrotermal do greisen 3 rico em fengita. Por outro
lado, as temperaturas mais baixas parecem ter prevalecido nos sítios de formação do greisen 3 rico em clorita e
do epissienito potássico. Este greisen provavelmente é o
produto final da evolução hidrotermal em Pitinga, em que
os fluidos aquosos mais frios e mais salinos foram
aprisionados.
Profundidades na crosta podem ser inferidas a partir
de determinações de pressão baseadas em estudos de
inclusões fluidas, considerando-se que as condições de
(a)
(b)
(c)
Figura 62 – Diagrama pressão versus temperatura mostrando
isócoras cobrindo a variação de composição e de densidade
dos fluidos aquosos e aquo-carbônicos aprisionados no
quartzo dos greisens 1 e 2. (a) as isócoras C e D referem-se,
respectivamente, a IF AC do tipo 2C1 e 2B, ambas coexistindo
com IF AQ da população 1, representadas pelas isócoras A e
B; (b) as isócoras G e H representam IF AC do tipo 2B, as
quais coexistem com IF AQ (isócoras E e F) da população 2;
(c) as isócoras K e L representam IF AC do tipo 2C1, ambas
coexistindo com IF AQ (isócoras I e J) da população 2. As
áreas sombreadas em a, b e c representam as condições
estimadas de P – T durante o aprisionamento simultâneo dos
fluidos aquosos e aquo-carbônicos nos greisens 1 e 2.
466
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
carga sejam conhecidas. As pressões assim determinadas representariam condições entre litostática e hidrostática (Roedder & Bodnar, 1980; Hagemann & Brown,
1996). Em profundidades epizonais (< 6 km ou < 150 MPa)
podem ocorrer condições de pressão transicional, o que
torna difícil definir rigorosamente um único gradiente geobarométrico (Hagemann et al., 1994). No entanto, evidências geológicas, isotópicas e de inclusões fluidas suportam a hipótese de influxo de águas superficiais e a
possibilidade de um gradiente de pressão hidrostática transicional àquelas profundidades (Hagemann et al., 1994;
Hagemann & Brown, 1996).
Considerando-se o contexto geológico, dados de
inclusões fluidas, e o estilo estrutural rúptil das encaixantes
dos greisens e epissienitos potássicos de Pitinga, muito
provavelmente a pressão no sítio de aprisionamento dos
fluidos foi quase hidrostática, embora uma contribuição
litostática devida às rochas vulcânicas sobrejacentes
(Grupo Iricoumé) não deva ser descartada. O intervalo
de pressões determinado para a formação dos greisens
(~ 50 – 150 MPa) é consistente com condições epizonais
(~ 3 a 4 km profundidade) e compatível com níveis crustais
rasos como inferido para a colocação dos granitos Água
Boa e Madeira na região de Pitinga.
Tabela 19 – Análises de isótopos de O e H em amostras dos
Granitos Europa, Madeira e Água Boa (valores normalizados
em relação a SMOW).
VIII. ISÓTOPOS ESTÁVEIS
Buscando uma melhor compreensão dos processos
magmáticos e hidrotermais que afetaram as diferentes
etapas de evolução dos granitos e rochas hidrotermalizadas portadoras de minérios, foram efetuadas análises de
isótopos estáveis em uma série de amostras representativas da Província Estanífera de Pitinga. No contexto do
subprojeto estanho, as análises foram centradas em granitos portadores de mineralizações e em rochas hidrotermais mineralizadas. As análises foram realizadas nos laboratórios especializados do departamento de Geological
Sciences and Geological Engineering, da Queen’s University, em Kingston, Canadá, sob a supervisão do Professor Kurt Kyser. Foram analisados essencialmente os
isótopos de oxigênio e, em alguns casos, de hidrogênio,
de concentrados de minerais. Nas amostras do Granito
Madeira foi analisado exclusivamente quartzo, ao passo
que em amostras do Granito Água Boa foram analisados
concentrados de quartzo e feldspatos, e, em certas amostras, de topázio, siderofilita e clorita + fengita (Tabela 19).
Foram analisadas igualmente duas amostras de concentrado de quartzo de granitos peralcalinos do Granito Europa para comparações.
Os valores de δO18‰ normalizados em relação ao
SMOW obtidos em concentrados de quartzo das fácies
anfibólio-biotita-sienogranito, biotita-granito, granito porfirítico hipersolvus, albita-granito de núcleo e albita-gra-
nito de borda do Granito Madeira, assim como nas amostras do Granito Europa (Figura 63), não apresentam variações muito expressivas, concentrando-se no intervalo
entre 7,7 e 8,8‰. Esses valores são similares aos normalmente fornecidos por quartzo, tanto em granitos de
um modo geral (Taylor, 1978; Sheppard, 1986), quanto
em granitos similares aos estudados, como os granitos
anorogênicos tipo A da Amazônia Oriental (Dall’Agnol et
al. 2005) e da porção central e SW dos Estados Unidos
(Anderson & Morrison 2005). Em relação aos granitos
do tipo A mesoproterozóicos dos Estados Unidos, os granitos Madeira e Europa aproximam-se mais dos granitos
das séries magnetita e ilmenita, embora os últimos tendam a apresentar valores de δO18‰ um pouco inferiores
aos obtidos em Pitinga. Cabe destacar, ainda, que os albita-granitos de núcleo e borda do Granito Madeira não
apresentam diferenças significativas em relação aos demais granitos, o que fortalece a hipótese de sua origem
magmática ou, alternativamente, de derivação a partir de
fluidos magmáticos.
467
Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas
Os dados disponíveis para o Granito Água Boa são
mais diversificados e permitem uma melhor visualização
dos efeitos dos processos hidrotermais sobre a evolução
das rochas mineralizadas. Em diversas amostras de granitos encaixantes de rochas hidrotermalizadas portadoras
de mineralizações, foram analisados pares de concentrados de quartzo e feldspatos. Excetuando-se as rochas
portadoras de feldspatos avermelhados, cujos valores de
δO18‰ são superiores ao conjunto dominante (Tabela 19;
Figura 64), os valores obtidos para quartzo e feldspatos
nas mesmas amostras são muito próximos e superpõemse àqueles obtidos para as diferentes fácies do Granito
Madeira, evidenciando a preservação da assinatura isotópica magmática do oxigênio nessas rochas (Anderson
& Morrison, 2005). Já os valores distintos e mais elevados, obtidos nos epissienitos potássicos e granitos fortemente hidrotermalizados com feldspatos de cor vermelho
tijolo, indicam a influência de intenso processo de oxidação, o qual afetou o equilíbrio isotópico do sistema. Variações similares foram descritas em diversos granitos do
tipo A, incluindo granitos rapakivi (Wenner & Taylor, 1976;
Kim, 1989; Dempster et al., 1994), conforme destacado
por Anderson & Morrison (2005).
O fato de concentrados de albita dos epissienitos sódicos fornecerem valores de δO18 similares aos de quartzo
e feldspatos das diferentes fácies graníticas e muito contrastantes com a maior parte dos concentrados de clorita
e fengita das rochas hidrotermalizadas é significativo (Tabela 19; Figura 64). Isso sugere que a albita, ainda que de
origem hidrotermal, deve ter se formado a partir de fluidos de alta temperatura, provavelmente derivados de fluidos residuais da cristalização magmática.
Dentre as fases presentes nos greisens, o quartzo apresenta valores de δO18 similares aos obtidos nesse mesmo
mineral em diferentes granitos. O topázio exibe valores
ora um pouco inferiores ao de quartzo da mesma amostra, ora claramente inferiores e próximos dos fornecidos
por siderofilita (Tabela 19; Figura 64). Neste último caso
tem-se indicação da possível influência nos greisens de
alta temperatura (Borges, 2002) de fluidos hidrotermais
modificando a assinatura isotópica magmática original.
Modificações no sistema isotópico ficam, entretanto, mais
evidentes no caso de concentrados de clorita + fengita,
fases dominantes nos greisens de baixa temperatura e
nas cavidades dos epissienitos. Tais minerais fornecem,
com uma única exceção, valores de δO18 na ordem de
d18O SMOW (‰)
SiO 2 (% em peso)
Figura 63 – Diagrama SiO2 vs δ 18O SMOW (‰) para as rochas
dos granitos Madeira e Europa.
Figura 64 – Diagrama SiO2 vs δ 18O SMOW (‰) para as rochas
do Granito Água Boa
468
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
5,0 a 6,3‰, muito inferiores, portanto, àqueles das demais fases minerais analisadas. Tais valores devem refletir o re-equilíbrio isotópico do oxigênio com fluidos hidrotermais de baixa temperatura, com forte influência de
águas meteóricas (Borges, 2002). O valor mais elevado
de δO18 obtido em concentrado de fengita + clorita de
amostra de greisen 3 da zona rica em fengita (8,1‰; Tabela 19), pode traduzir dominância de fengita no concentrado e, sendo assim, uma provável temperatura mais elevada de formação para a mesma, se comparada com clorita. Possível discrepância de temperatura de formação
entre esses dois minerais já havia sido sugerida pelos estudos de inclusões fluidas (Borges, 2002).
O exame integrado de todos os dados isotópicos de
oxigênio obtidos (Tabela 19; Figura 65) revela que os diferentes granitos da Província Estanífera de Pitinga exibem comportamento similar e não tiveram seus sistemas
isotópicos reequilibrados de modo significativo, exceto no
caso de rochas fortemente oxidadas ou profundamente
hidrotermalizadas. Nessas últimas, as transformações hidrotermais parecem ter afetado o sistema isotópico do
oxigênio, de modo moderado nos greisens de alta temperatura e muito acentuadamente nas associações minerais
filitosas de baixa temperatura, presentes em greisens com
clorita e fengita e nas associações que preenchem cavidades em epissienitos sódicos. O comportamento dos isótopos de oxigênio é coerente com o modelo de evolução
hidrotermal deduzido a partir do estudo de inclusões fluidas, conforme discutido em capítulo precedente.
Figura 65 – Diagrama SiO2 vs δ 18O SMOW (‰) mostrando os
dados isotópicos integrados relativos aos granitos Madeira,
Europa e Água Boa.
IX. MODELOS GENÉTICOS E CRITÉRIOS
PROSPECTIVOS DE DEPÓSITOS DE
ESTANHO NAAMAZÔNIA
Os depósitos de Sn até hoje identificados no cráton
Amazônico estão, invariavelmente, associados a granitos
similares aos classificados geoquimicamente como de tipo
A, intraplaca, ou, de um modo geral, anorogênicos. São
granitos que mostram fracionamento avançado, altos teores de F e geralmente fazem parte de associações litológicas afins às suítes de granitos rapakivi (Dall’Agnol et
al., 1999a,b). Esses aspectos gerais os distinguem de granitos portadores de mineralização em Sn de ambientes
colisionais, peraluminosos, classificados como de tipo S,
tais como os dominantes no sudeste da Ásia, e de granitóides estaníferos metaluminosos ou peraluminosos, classificados como de tipo I ou S, componentes dos batolitos
andinos (Lehmann, 1990; Haapala, 1988).
Em termos de sua gênese, os depósitos de Sn do cráton Amazônico podem ser agrupados em três tipologias
principais:
469
1. Depósitos estaníferos relacionados com fácies tardias de maciços de afinidade rapakivi (topázio-granitos, albita-granitos e biotita-granitos), ricas em
flúor, peraluminosas, cristalizadas em condições
redutoras, com greisens, venulações e stockworks
associados. É o tipo predominante na Província
Estanífera de Rondônia (Bettencourt et al., 1995,
2005), na região do Xingu (Teixeira et al., 2002),
Surucucus (Dall’Agnol et al., 1999a). Ocorre também na Província Pitinga, no Granito Água Boa
(Daoud & Antonietto Jr., 1985; Borges, 1997, 2002).
2. Depósitos estaníferos associados a epissienitos: o
único exemplo no cráton Amazônico foi descrito
no Granito Água Boa da Província Pitinga (Costi
et al., 2002), não tendo ainda sido identificado nas
demais províncias estaníferas do cráton. Os teores
em Sn neste tipo de depósito são elevados, porém
as zonas mineralizadas são descontínuas e seus
volumes relativamente baixos, o que dificulta seu
aproveitamento econômico.
3. Depósitos estaníferos associados a albita-granitos
peralcalinos excepcionalmente ricos em flúor, cristalizados em condições oxidantes, portadores de
mineralização de Sn, Nb (Ta), F, Zr, Li. Tipo muito
Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas
raro, mesmo em termos mundiais, cujo único exemplo conhecido é a fácies albita-granito do Granito
Madeira, na Província Pitinga. Apesar de sua raridade, desperta grande interesse devido aos altos
teores e volumes e diversidade da mineralização.
A vinculação desses depósitos com determinada linhagem de rochas graníticas, com características petrográficas e geoquímicas bem conhecidas e estudadas, permite
a sugestão de um conjunto de critérios e modelos aplicáveis à sua prospecção no cráton Amazônico. Estes critérios prospectivos abrangem aspectos observáveis tanto
em escala regional quanto de maciço, dentre os quais se
destacam os seguintes:
a) numa primeira etapa, em escala regional, deve ser
feita a seleção de áreas com ocorrência expressiva de rochas graníticas de tipo A sem deformação
significativa, cristalizadas em níveis crustais rasos
ou subvulcânicas. Tais características podem ser
avaliadas preliminarmente através de exames petrográficos de rotina e confirmadas por análises
geoquímicas de elementos maiores e traço em rocha total;
b) os granitos estaníferos de tipo A, por serem geoquimicamente evoluídos, são enriquecidos em ampla gama de elementos de alto raio iônico, dentre
os quais Zr, Nb, Y, U e Th. Os dois últimos elementos, assim como K, elemento dominante entre os
alcalinos em granitos rapakivi, são radiogênicos e,
dependendo de sua concentração, podem gerar anomalias radiométricas salientes, passíveis de detecção por sensores remotos em levantamentos regionais de detalhe e semidetalhe. A presença de anomalias radiométricas é, portanto, ferramenta importante na distinção entre diferentes tipologias de
rochas granitóides e na identificação preliminar da
localização de fácies mais evoluídas (Paradella et
al., 1998). Isso contribui na definição de áreas potencialmente favoráveis ao desenvolvimento de
mineralização, que em geral concentra-se nas fácies mais evoluídas e com assinaturas radiométricas mais intensas;
c) uma vez feita a seleção de áreas mais favoráveis, a
aplicação de métodos clássicos de prospecção aluvionar, incluindo o estudo da evolução terciária e
quaternária, com o possível reconhecimento de paleocanais, pode indicar a presença de cassiterita;
d) dentro de um maciço granítico, o detalhamento da
pesquisa deve buscar a seleção de áreas onde ocor-
ram as fácies geoquimicamente mais fracionadas.
Isso pode ser verificado através de indicadores
geoquímicos, como teores de F mais elevados, altas razões Rb/Sr e Rb/Ba, baixas razões Zr/Rb e
K/Rb, entre outros.
e) nessas áreas, devem ser priorizadas as que exibem transformações hidrotermais mais intensas, representadas por greisenização, albitização ou epissienitização. Nesse ponto, estudos petrográficos microscópicos podem ser de grande valia, por permitir uma correta avaliação da natureza e intensidade dos processos de alteração subsolidus. Além
disso, a presença de cassiterita em rochas hidrotermalizadas é evidência óbvia do potencial do maciço.
Agradecimentos
Aos convênios ADIMB/CT-Mineral (FINEP) e
ADIMB/DNPM pelo apoio financeiro para a realização
deste trabalho, em especial pela bolsa DTI concedida a
Régis M. K. Borges. À Mineração Taboca S/A, do Grupo Paranapanema, pelo acesso à área, aos testemunhos
de sondagem, apoio em trabalho de campo e pela autorização incondicional na divulgação dos dados obtidos por
meio das teses de doutoramento de Hilton T. Costi e Régis M. K. Borges e pesquisas de TCC e IC de José Arimatéia C. de Almeida e Gilmara R. L. Feio. Ao Centro de
Geociências da Universidade Federal do Pará e ao Museu Paraense Emílio Goeldi pela utilização de suas instalações e infra-estrutura. A Raimundo Netuno Nobre Villas e Kazuo Fuzikawa pela colaboração decisiva nos estudos dos fluidos e processos hidrotermais; a Candido
Augusto Veloso Moura nas datações de rochas no Laboratório de Geologia Isotópica (Pará-Iso) do CG/UFPA; a
Cláudio Nery Lamarão pelo apoio em estudos de microscopia eletrônica de varredura no LABMEV do CG/
UFPA; a Artur Cezar Bastos Neto e equipe do IG/UFRGS por discussões e trocas de informações durante o
desenvolvimento do projeto e pelo auxílio na preparação
de amostras e colaboração na obtenção dos dados de isótopos estáveis.
O texto final foi grandemente melhorado graças à cuidadosa revisão feita pelo prof. Reinhardt A. Fuck, pela
qual os autores agradecem. Os erros remanescentes,
porém, devem ser debitados exclusivamente a estes.
470
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
REFERÊNCIAS
Almeida F.F.M., Hasui Y., Brito Neves B.B., Fuck R.A. 1981.
Brazilian structural Provinces: an introduction. EarthSciences Reviews, 17: 1-29.
Almeida M.E., Fraga L.M.B., Macambira M.J.B. 1997. New
geochronological data of calc-alkaline granitoids of
Roraima State, Brazil. In: South-American Symposium on
Isotope Geology, Campos do Jordão, Extended Abstracts,
p. 34-37.
Almeida M.E., Macambira M.J.B., Faria M.S.G. 2002. A
granitogênese paleoproterozóica do sul de Roraima. In:
SBG, Congresso Brasileiro de Geologia, 41, João Pessoa,
Anais, p. 434.
Almeida M.E. & Macambira M.J.B. 2003. Aspectos geológicos
e litoquímicos dos granitóides cálcio-alcalinos
paleoproterozóicos do sudeste de Roraima. In: SBGq,
Congresso Brasileiro de Geoquímica, 9, Belém, Anais, p.
775-778.
Anderson J.L. & Morrison J. 2005. Ilmenite, magnetite, and
peraluminous Mesoproterozoic anorogenic granites of
Laurentia and Baltica. Lithos, 80: 45-60.
Araújo J.F.V., Montalvão R.M.G., Lima M.I.C., Fernandes
P.E.C.A., Cunha F.M.B., Fernandes C.A.C., Basei M.A.S.
1976. Folha SA.21 Santarém. Geologia. In: BRASIL/DNPM
- Projeto RADAMBRASIL, Rio de Janeiro, Levantamento
de Recursos Naturais, vol. 10.
Araújo Neto H. & Moreira H.L. 1976. Projeto Estanho de
Abonari; relatório final. Manaus, DNPM/CPRM, 2 vol.
Bau M. 1996. Controls on the fractionation of isovalent elements
in magmatic and aqueous systems: evidence from Y/Ho,
Zr/Hf, and lanthanid tetrad effect. Contributions to
Mineralogy and Petrology, 123: 323-333.
Bettencourt J.S., Leite Jr. W.B., Goraieb C.L., Sparrenberger I.,
Bello R.M.S., Payolla B.L. 2005. Sn-polymetallic greisentype deposits associated with late-stage rapakivi granites,
Brazil: fluid inclusion and stable isotope characteristics.
Lithos, 80: 363- 386.
Bettencourt J.S., Tosdal R., Leite Jr. W.B., Payolla B.L. 1995.
Overview of the Rapakivi Granites of the Rondônia Tin
Province. In: J.S. Bettencourt & R. Dall’Agnol (eds)
Symposium on Rapakivi Granites and Related Rocks,
Excursion Guide: The Rapakivi Granites of the Rondônia
Tin Province and Associated Mineralization. Belém,
UFPA, p. 5-15.
Beus A.A. 1982. Metallogeny of rare-metal granitoids. Revista
Brasileira de Geociências, 12: 410-413.
Bodnar R.J. & Vityk M.O. 1994. Interpretation of
microthermometric data for H2O-NaCl fluid inclusions. In:
B. De Vivo & M.L. Frezzotti (eds.) Fluid Inclusions in
minerals: methods and applications. Pontignano (Siena):
Short course of the IMA working group “Inclusions in
minerals”. Virginia Polytechnic Institute and State
University Press, Blacksburg, VA, p. 117-130.
Borges R.M.K. 1997. Petrografia e química mineral dos
greisens associados ao Granito Água Boa, mina Pitinga
(AM): um estudo dos processos de formação de greisens.
Belém. Dissertação de mestrado, Centro de Geociências,
Universidade Federal do Pará, 190 p.
Borges R.M.K. 2002. Greisens e epissienitos potássicos
associados ao Granito Água Boa, Pitinga (Am): um
estudo dos processos hidrotermais geradores de
mineralizações estaníferas. Belém. Tese de doutoramento,
Centro de Geociências, Universidade Federal do Pará, 348
p.
Borges R.M.K., Costi H.T., Dall’Agnol R. 2000. Mineral
chemistry of magmatic and hydrothermal cassiterites from
Pitinga, Amazonian craton, Brazil. In: SBG, International
Geological Congress, 31, Rio de Janeiro, Abstracts. CDROM.
Borges R.M.K., Dall’Agnol R., Costi H.T. 2003. Geologia,
petrografia e química mineral das micas dos greisens
estaníferos associados ao pluton Água Boa, Pitinga (AM).
Revista Brasileira de Geociências, 33: 51-62.
Borges R.M.K., Villas R.N.N., Fuzikawa K., Dall’Agnol R.,
Pimenta M.A. 2005. Fluid immiscibility, fluid-rock
interactions and origin of the greisens, and potassic
episyenites associated with the Água Boa Granite, Pitinga
Tin Province, Amazonian Craton. Mineralium Deposita
(submetido).
Borisenko A.S. 1977. Study of the salt composition of solutions
in gas-liquid inclusions in minerals by the cryometric
method. Soviet Geology and Geophysics, 18: 11-19.
Brown P.E. & Hagemann S.G. 1994. MacFlinCor: A computer
program for fluid inclusion data reduction and
manipulation. In: B. De Vivo & M.L. Frezzotti (eds.) Fluid
inclusions in minerals: methods and applications.
Pontignano (Siena): Short course of the IMA working
group “Inclusions in minerals”. Virginia Polytechnic
Institute and State University Press, Blacksburg, VA, p.
231-250.
Carvalho Filho N.B., Horbe M.A., Horbe A.C., Souza P.C.B.
1984. A natureza dos depósitos de cassiterita do setor
Madeira, região do Pitinga, Amazonas, Brasil. In: SBG/
Núcleo Manaus, II Symposium Amazônico, Manaus,
Anais, 459-461.
Clarke D.B. 1992. Granitoid rocks. Topics in the Earth Sciencies,
7. London, Chapman & Hall, 283 p.
Costa J.A.V., Costa J.B.S., Macambira M.J.B. 2001. Grupo
Surumu e Suíte Intrusiva Saracura, RR - Novas idades PbPb em zircão e interpretação tectônica. In: SBG/Núcleo
Norte, Simpósio de Geologia da Amazônia, VII, Belém,
Boletim de Resumos Expandidos, 4 p. (em CD-ROM).
Costi H.T. 2000. Petrologia de granitos alcalinos com alto
flúor mineralizados em metais raros: o exemplo do albitagranito da mina Pitinga, Amazonas, Brasil. Belém. Tese
de doutoramento, Centro de Geociências, Universidade
Federal do Pará, 345p.
Costi H.T., Santiago A.F., Pinheiro, S.S. 1984. Projeto UatumãJatapu; relatório final. Manaus, DNPM/CPRM, 1 vol.
Costi H.T., Dall’Agnol R., Teixeira J.T., Popini M.V.F. 1995. The
albite granite of Pitinga mine: petrography, geochemistry
and mineralizations. In: R. Dall’Agnol, M.J.B. Macambira
& H.T. Costi (eds) Symposium on Rapakivi Granites and
Related Rocks, abstracts volume, UFPA, Belém, p. 20-21.
Costi H.T., Dall’Agnol R., Minuzzi O.R.R., Teixeira J.T. 1996a.
Epissienitos sódicos mineralizados em estanho associados
ao Granito Água Boa, mina Pitinga, Amazonas. In: SBG,
471
Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas
Congresso Brasileiro de Geologia, 39, Salvador, Anais, 6:
372-374.
Costi H.T., Dall’Agnol R., Minuzzi O.R.R., Teixeira J.T. 1996b.
Tin-bearing sodic metasomatic episyenites associated with
Agua Boa Granite, Pitinga, Amazonian Craton, Brazil. In:
IGCP Project 315, International Symposium on Rapakivi
Granites and Related Rocks, 7, Helsinki, Abstracts,. p. 16.
Costi H.T., Borges R.M.K., Dall’Agnol R. 1997. Primary
mineralization of the Pitinga tin province, Amazonian
Craton, north Brazil. In: SGM, Second International
Symposium on granites and Associated Mineralizations,
Salvador, Extended Abstracts, p. 44-46.
Costi H.T., Dall’Agnol R., Moura C.A.V. 2000a. Geology and
Pb-Pb geochronology of Paleoproterozoic volcanic and
granitic rocks of Pitinga Province, Amazonian Craton,
northern Brazil. International Geology Review, 42: 832849.
Costi H.T., Horbe A.M.C., Borges R.M.K., Dall’Agnol, R., Rossi
A., Sighnolfi G.P. 2000b. Mineral chemistry of cassiterites
from Pitinga Province, Amazonian Craton, Brazil. Revista
Brasileira de Geociências, 30: 775-782.
Costi H.T., Dall’Agnol R., Borges R.M.K., Minuzzi O.R.R.,
Teixeira J.T. 2002. Tin-bearing sodic epysienites associated
with the Proterozoic, A-type Água Boa granite, Pitinga
mine, Amazonian craton, Brazil. Gondwana Research, 5:
435-451.
Costi H.T., Dall’Agnol R., Rämö O.T., Pichavant M. 2005.
Petrogenesis of the Paleoproterozoic, Peralkaline, CryoliteTin-Mineralized Albite Granite from Pitinga, Amazonian
Craton, Brazil. (submetido).
Dall’Agnol R. 1980. Etudes sur des granites du type
“Rondonian” en Amazonie orientale et leurs
transformations
tardi-magmatiques.
Tese
de
doutoramento, Universite Paul Sabatier, 348 p.
Dall’Agnol R., Bettencourt J.S., Jorge João X.S., Medeiros H.,
Costi H.T., Macambira M.J.B. 1987. Granitogenesis in the
northern Brazilian region - A review. Revista Brasileira de
Geociências, 17: 382-403.
Dall’Agnol R., Macambira M.J.B. 1992. Titanita-biotita granitos
do baixo rio Uaupés, província Rio Negro, Amazonas. Parte
I: geologia, petrografia e geocronologia. Revista Brasileira
de Geociências, 22: 3-14.
Dall’Agnol R., Teixeira N.P., Magalhães M.S. 1993. Diagnostic
Features of the tin-specialized granites of the Eastern
Amazonian Region. Anais da Academia Brasileira de
Ciências, 65: 33-50.
Dall’Agnol R., Lafon J.-M., Macambira M.J.B. 1994. Proterozoic
anorogenic magmatism in the Central Amazonian Province,
Amazonian Craton: geochronological, petrological and
geochemical aspects. Mineralogy and Petrology, 50: 113138.
Dall’Agnol R., Pichavant M., Champenois M. 1997. Iron-titanium
oxide mineral of the Jamon Granite, eastern Amazonian
region, Brazil: implications for the oxygen fugacity in
Proterozoic, A-type granites. Anais da Academia
Brasileira de Ciências, 69: 325-347.
Dall’Agnol R., Costi H.T., Leite A.A.S., Magalhães M.S., Teixeira
N.P. 1999a. Rapakivi granites from Brazil and adjacent areas.
Precambrian Research, 95: 9-39.
Dall’Agnol R., Rämö O.T., Magalhães M.S., Macambira M.J.B.
1999b. Petrology of the anorogenic, oxidised Jamon and
Musa granites, Amazonian Craton: implications for the
genesis of Proterozoic A-type granites. Lithos, 46: 431462.
Dall’Agnol R., Teixeira N.P., Rämö O.T., Moura C.A.V.,
Macambira M.J.B., Oliveira D.C. 2005. Petrogenesis of the
Paleoproterozoic rapakivi A-type granites of the Archean
Carajás metallogenic province, Brazil. Lithos, 80: 101-129.
Dana E.S. & Ford W.E. 1932. A textbook of mineralogy. Fourth
edition. New York, John Wiley & Sons Inc., 851 p.
Daoud W.K. 1988. Granitos estaníferos de Pitinga, Amazonas:
contexto geológico e depósitos minerais associados.
Brasília. Dissertação de mestrado, UNB-DG, 194 p.
Daoud W.K. & Antonietto Jr. A. 1985. Geologia do granito
estanífero Água Boa, Pitinga, AM. In: SBG/Núcleo Norte,
Simpósio de Geologia da Amazônia, 2, Belém, Anais, 3: 1733.
Daoud W.K. & Fuck R.A. 1990. Contexto geológico e depósitos
minerais associados aos granitos estaníferos de Pitinga,
Amazonas. In: SBG, Congresso Brasileiro de Geologia, 36,
Natal, Boletim de resumos, 114-115.
Davis D.W., Olwenstein T.K., Spencer R. 1990. Melting behavior
of fluid inclusions in laboratory-grown halite crystals in
the systems NaCl-H2O, NaCl-KCl-H2O, NaCl-MgCl2-H2O
and NaCl-CaCl2-H2O. Geochimica et Cosmochimica Acta,
54: 591-601.
Dempster T.J., Jenkin G.R.T., Rogers G., 1994. The origin of
rapakivi texture. Journal of Petrology, 35: 963-981.
Evensen N.M., Hamilton P.J., O’Nions R.K. 1978. Rare-earth
abundances in chondritic meteorites. Geochimica et
Cosmochimica Acta, 42: 1199-1212.
Faria M.S.G., Luzardo R., Pinheiro S.S., Silva L.C. 1999.
Litoquímica e petrogênese do Granito Igarapé Azul sudeste de Roraima. In: SBG/Núcleo Norte, Simpósio de
Geologia da Amazônia, 6, Manaus, Boletim de Resumos
Expandidos, p. 577-580.
Faria M.S.G., Luzardo R., Pinheiro S.S., Reis N.J., Oliveira M.J.R.,
Riker S.R.L. 2000. Programa Levantamentos Geológicos
Básicos do Brasil. Caracaraí, Folhas NA.20-Z-B e NA.20Z-D inteiras e parte das folhas NA.20-Z-A, NA.20-Z-C,
NA.21-Y-C e NA.21-Y-A. Estado de Roraima. Escala
1:500.000. – Brasília, CPRM (em CD-ROM).
Faria M.S.G., Santos J.O.S., Luzardo R., Hartmann L.A.,
McNaughton N.J. 2002. The oldest island arc of Roraima
State, Brazil – 2.03 Ga: zircon SHRIMP U-Pb geochronology
of Anauá Complex. In: SBG, Congresso Brasileiro de
Geologia, 41, João Pessoa, Boletim de resumos, p. 306
Forman J.M.A. 1969. Projeto Trombetas/Maecuru;
reconhecimento geológico preliminar e detalhado do
rio Mapuera. Rio de Janeiro, GEOMINERAÇÃO/DNPM,
44 p.
Förster H.-J., Tischendorf G., Trumbull R.B. 1997. An evaluation
of the Rb vs. (Y+Nb) discrimination diagram to infer
tectonic setting of silicic igneous rocks. Lithos, 40: 261293.
Fraga L.M. 2002. A associação anortosito-mangerito-granito
rapakivi (AMG) do Cinturão Guiana Central, Roraima,
e suas encaixantes Paleoproterozóicas: evolução
estrutural, geocronologia e petrologia. Belém. Tese de
Doutoramento, Centro de Geociências, Universidade
Federal do Pará, 351 pp.
Fraga L.M.B., Reis N.J., Haddad R.C. 1997. Aspectos
geoquímicos das rochas granitóides da Suíte Intrusiva
472
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Pedra Pintada, norte do estado de Roraima. Revista
Brasileira de Geociências, 27: 3-12.
Gaudette H.E., Mendoza V., Hurley P.M., Fairbairn H.W. 1978.
Geology and age of the Parguaza rapakivi granite,
Venezuela. Geological Society of America Bulletin, 89:
1335-1340.
Gaudette H.E. & Olszewski Jr. W.J. 1985. Gechronology of the
basement rocks, Amazonas Territory, Venezuela and the
tectonic evolution of the western Guiana Shield. Geologie
en Mijnbow, 64: 131-143.
Gaudette H.E., Olszewski Jr. W.J., Santos J.O.S. 1996.
Gechronology of precambrian rocks of the northern part
of the Guiana shield, State of Roraima, Brazil., Amazonas
Territory, Venezuela and the tectonic evolution of the
western Guiana Shield. South American Journal of Earth
Sciences, 9: 183-195.
Gibbs A.K. & Barron C.N. 1983. The Guiana Shield reviewed.
Episodes, 2: 7-14.
Haapala I. 1977. Petrography and geochemistry of the Eurajoki
stock, a rapakivi-granite complex with greisen-type
mineralization in southwest Finland. Geological Survey
of Finland Bulletin, 286: 128 p.
Haapala I. 1988. Metallogeny of the Proterozoic Rapakivi
Granites of Finland. The Canadian Institute of Mining
and Metallurgy, Special Volume 39: 124-132.
Hagemann S.G. & Brown P.E. 1996. Geobarometry in Archean
lode-gold deposits. European Journal of Mineralogy, 8:
937-960.
Hagemann S.G., Gebre-Mariam M., Groves D.I. 1994. Surfacewater influx in shallow-level Archean lode-gold deposits
in Western Australia. Geology, 22: 1067-1070.
Helba H., Trumbull R.B., Morteani G., Khalil S.O., Arslan A.
1997. Geochemical and petrographic studies of Ta
mineralization in the Nuweibi albite granite complex,
Eastern Desert, Egypt. Mineralium Deposita, 32: 164-179.
Hasui Y., Haraly N.L.E., Schobbenhaus C. 1984. Elementos
geofísicos e geológicos da região amazônica: subsídios
para o modelo geodinâmico. In: SBG/Núcleo Manaus,
Symposium Amazônico, 2, Manaus, Anais, p. 129-148.
Haapala I. & Lukkari S. 2005. Petrological and geochemical
evolution of the Kymi stock, a topaz granite cupola within
the Wiborg rapakivi batholith, Finland. Lithos, 80: 347362.
Horbe A.M.C. 1991. Evolução mineralógica dos lateritos a
Sn, Zr, Nb e Y da Serra do Madeira, Pitinga – AM.
Dissertação de mestrado, Centro de Geociências, UFPA,
245 p.
Horbe M.A., Horbe A.M.C., Teixeira J.T., Costi H.T. 1985. Granito
Madeira: petrologia, petroquímica e mineralizações. In:
SBG, Simpósio de Geologia da Amazônia, 2, Belém, Anais,
3: 284-320.
Horbe M.A., Horbe A.M.C., Costi H.T., Teixeira J.T. 1991.
Geochemical characteristics of cryolite-tin-bearing granites
from Pitinga Mine, northwestern Brazil - a review. Journal
of Geochemical Exploration, 40: 227-249.
Irber W. 1999. The lanthanide tetrad effect and its correlation
with K/Rb, Eu/Eu*, Sr/Eu, Y/Ho, and Zr/Hf of evolving
peraluminous granite suites. Geochimica et Cosmochimica
Acta, 63: 489-508.
Jahn B.M., Wu F., Capdevila R., Martineau F., Zhao Z., Wang Y.
2001. Highly evolved juvenile granites with tetrad REE
patterns: the Woduhe and Baerzhe granites from the Great
Xing’an Mountains in Ne China. Lithos, 59: 171-198.
Jorge João X.S., Santos C.A., Faraco M.T.L. 1984. Projeto
Trombetas-Mapuera; relatório final. Belém. DNPM/
CPRM, 2 vol.
Jorge João X.S., Santos C.A., Provost A. 1985a. Granito Serra
do Acari - Geologia e implicação metalogenética (folha Rio
Mapuera, NW do estado do Pará). In: SBG/Núcleo Norte,
Simpósio de Geologia da Amazônia, 2, Belém, Anais, 2:
73-92.
Jorge João X.S., Santos C.A., Provost, A. 1985b. Magmatismo
adamelítico Água Branca (folha Rio Mapuera, NW do
estado do Pará). In SBG/Núcleo Norte, Simpósio de
Geologia da Amazônia, 2, Belém, Anais, 2: 93-109.
Keppler H. 1993. Influence of fluorine on the enrichment of
high field strength trace elements in granitic rocks.
Contributions to Mineralogy and Petrology, 114: 479488.
Kerrick D.M. & Jacobs G.K. 1981. A modified Redlich-Kwong
equation for H2O, CO2, and H2O-CO2 mixtures at elevated
pressures and temperatures. American Journal of
Sciences, 281: 735-767.
Kim S.-J. 1989. Oxygen and sulfur isotope studies of the Wolf
River Batholith in Wisconsin and related Precambrian
anorogenic granitic rocks in the Mid-continent of North
America. PhD thesis, Purdue University, U.S.A.
Kühne R., Wasternack J., Schulze H. 1972. Post-magmatische
Metasomatose im Endo-Exokontakt der jüngeren
postkinematischen Granite des Erzgebirges. Geologie, 21:
494-520.
La Roche H. 1964. Sur l’expression graphique des relations
entre le composition chimique et la composition
minéralogique quantitative des roches cristallines.
Sciences de la Terre, 9: 293-337.
Lamarão C.N., Dall’Agnol R., Lafon J-M. & Lima E.F. 2002.
Geology, geochemistry and Pb-Pb zircon geochronology
of the Paleoproterozoic magmatism of Vila Riozinho,
Tapajós Gold Province, Amazonian craton, Brazil.
Precambrian Research, 119: 189-223.
Lamarão C.N., Dall’Agnol R., Pimentel M.M. 2005. Nd isotopic
composition of Paleoproterozoic volcanic and granitoid
rocks of Vila Riozinho: implications for the crustal
evolution of the Tapajós Gold Province, Amazonian craton.
Journal of South American Earth Sciences, 18: 277-292.
Lehmann B. 1990. Metallogeny of tin. Lecture Notes in Earth
Sciences, v. 32, Spring-Verlag, 211 p.
Lenharo S.L.R. 1998. Evolução magmática e modelo
metalogenético dos granitos mineralizados da região
de Pitinga, Amazonas, Brasil. São Paulo. Tese de
doutoramento, Escola Politécnica, USP. 290 p.
Lenharo S.L.R., Pollard P.J., Born H., Costi H.T. 1997. Topazbearing porphyritic phases within the Água Boa Granite,
Pitinga tin mine, Amazonas, north Brazil. In: SGM,
International Symposium on Granites and Associated
Mineralizations, 2, Salvador, Extended Abstracts, p. 6061.
Lenharo S.L.R., Moura M.A., Botelho N.F. 2002. Petrogenetic
and mineralization processes in Paleo- to Mesoproterozoic
rapakivi granites: examples from Pitinga and Goiás, Brazil.
Precambrian Research, 119: 277-299.
473
Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas
Lenharo S.R.L., Pollard P.J., Born H. 2003. Petrology and textural
evolution of granites associated with tin and rare-metals
mineralization at the Pitinga mine, Amazonas, Brazil. Lithos,
66: 37-61.
Loiselle M.C. & Wones D.R. 1979. Characteristics and origin of
anorogenic granites. Geological Society of America,
Abstracts with Programs, 11: 468.
London D. 1992. The application of experimental petrology to
the genesis and crystallization of granitic pegmatites.
Canadian Mineralogist, 30: 499-540.
London D., Morgan G.B., Hervig R.L. 1989. Vaporundersaturated experiments with Macusani glass + H2O
at 200 Mpa, and the internal differentiation of granitic
pegmatites. Contributions to Mineralogy and Petrology,
102: 1-17.
Lourenço R.S., Montalvão R.M.G., Pinheiro S.S., Fernandes
P.E.C.A., Pereira E.R., Fernandes C.A.C., Teixeira W. 1978.
Folha SA.20 Manaus. Geologia. In: Brasil/DNPM - Projeto
RADAMBRASIL, Rio de Janeiro, Levantamento de
Recursos Naturais, vol. 18.
Luth W.C., Jahns R.H., Tuttle O.F. 1964. The granite system at
pressures of 4 to 10 Kilobars. Journal of Geophysical
Research, 15: 759-773.
Macambira M.J.B., Teixeira J.T., Daoud W.K., Costi, H.T. 1987.
Geochemistry, mineralizations and age of tin-bearing
granites from Pitinga, northwestern Brazil. Revista
Brasileira de Geociências, 17: 562-570.
Mandetta P., Veiga Jr. J.P., Oliveira J.R. 1974. Reconhecimento
geológico ao longo do rio Pitinga, afluente do rio
Uatumã. CPRM/Manaus, 31 p.
Maniar P.D. & Piccoli P.M. 1989. Tectonic discrimination of
granitoids. Geological Society of America Bulletin, 101:
635-643.
Manning D.A.C. 1981. The effect of fluorine on liquidus phase
relationships in the system Qz-Ab-Or with excess water at
1 kb. Contributions to Mineralogy and Petrology, 76:
206-215.
Manning D.A.C. 1982. An experimental study of the effects of
fluorine on the crystallization of granitic melts. In: A.M.
Evans (ed.) Metallization Associated with Acid
Magmatism, John Wiley & Sons Ltd, pp. 191-203.
Nardi L.V.S. 1991. Caracterização petrográfica e geoquímica dos
granitos metaluminosos da associação alcalina: revisão.
Pesquisas, 18: 44-57.
Oliveira M.J.R., Almeida M.E., Luzardo R., Faria M.S.G. 1996.
Litogeoquímica da Suíte Intrusiva Água Branca – SE de
Roraima. In SBG, Congresso Brasileiro de Geologia, 39,
Salvador, Anais, 2: 213-216.
Paradella W.R., Santos A.R., Dall’Agnol R., Pietsch R.W.,
Sant’Anna M.V. 1998. A geological investigation based
on airborne (Sarex) and spaceborne (RADARSAT-1) SAR
integrated products in the Central Serra dos Carajás Granite
Area, Brazil. Canadian Journal of Remote Sensing, 24:
376-392.
Parry W.T. 1986. Estimation of XCO2, P, and fluid inclusion
volume from fluid inclusion temperature measurements in
the system NaCl-CO2-H2O. Economic Geology, 81: 10091013.
Pauly H. 1977. Cryolite, chiolite and cryolithionite: optical data
redetermined. Bulletin of the Geological Society of
Denmark, 26: 95-101.
Pauly H. 1978. Twins in cryolite types from Ivigtut, South
Greenland. Bulletin of the Geological Society of Denmark,
27: 7-14.
Pearce J.A., Harris N.B.W., Tindle A.B. 1984. Trace element
discrimination diagrams for the tectonic interpretation of
granitic rocks. Journal of Petrology, 25: 956-983.
Pichavant M. & Manning D.C. 1984. Petrogenesis of toumaline
granites and topaz granites; the contribution of
experimental data. Physics of the Earth and Planetary
Interiors, 35: 31-50.
Pollard P.J. 1989. Geochemistry of granites associated with
tantalum and niobium mineralization. In: P. Möller, P. Èerný
& F. Saupé (eds) Lanthanides, Tantalum and Niobium,
Berlim, Springer-Verlag. p. 145-168.
Ramberg H. 1962. Intergranular precipitation of albite formed
by unmixing of alkali feldspar. Neues Jahrbuch fur
Mineralogie. Abhandlungen, 98: 14-34.
Ramgrab G.E. & Damião R.N. 1970. Reconhecimento geológico
dos rios Anauá e Baraúna, Roraima. Relatório do Arquivo
Técnico DGM, no 673, Belém, DNPM, 40 p.
Rämö O.T. & Haapala I. 1995. One hundred years of rapakivi
granite. Mineralogy and Petrology, 52: 129-185.
Reis N.J. & Fraga L.M.B. 1996. Vulcanismo Surumu, estado de
Roraima: caracterização de seu comportamento químico à
luz de novos dados. In: SBG, Congresso Brasileiro de
Geologia, 39, Salvador, Anais, 2: 88-91.
Reis N.J., Faria M.S.G., Fraga L.M.B., Haddad R.C. 2000. Orosirian
calc-alkaline volcanism and the Orocaima event in the
northern Amazonian craton, eastern Roraima state, Brazil.
Revista Brasileira de Geociências, 38: 380-383.
Roedder E. 1984. Fluid Inclusions: Reviews in Mineralogy, v.
12, 456 pp.
Roedder E. & Bodnar R.J. 1980. Geologic pressure
determinations from fluid inclusion studies. Annual Review
of Earth and Planetary Sciences, 8: 263-301.
Santos J.O.S. 1982. Granitos proterozóicos da plataforma
Amazônica. In: Congresso Latinoamericano de Geologia,
Buenos Aires, Actas, 2: 97-112.
Santos J.O.S. 1984. Classificação química das rochas vulcânicas
Uatumã. In: SBG, Congresso Brasileiro de Geologia, 33,
Rio de Janeiro, Anais, 9: 4526-4538.
Santos J.O.S., Moreira A.S., Barreto E.L., Nascimento J.O.,
Oliveira, J.R., Veiga Jr. J.P., Pessoa M.R., Souza M.M.,
Malouf R.F., Silva S.L., Prazeres W.V. 1974. Projeto Norte
da Amazônia, Domínio Baixo Rio Negro, Relatório
Integrado. Manaus, DNPM/CPRM, 15 v.
Santos J.O.S. & Reis Neto J.M. 1982. Algumas idades de rochas
graníticas do Cráton Amazônico. In: SBG, Congresso
Brasileiro de Geologia, 32, Salvador, Anais, 1: 339-343.
Santos J.O.S., Hartmann L.A. Gaudette H.F., 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 and U-Pb and Sm-Nd
geochronology. Gondwana Research, 3: 453-488.
Santos J.O.S., Faria M.S.G., Hartmann L.A., McNaughton N.J.
2002a. Significant presence of theTapajós-Parima orogenic
belt in the Roraima region, Amazon craton based on
SHRIMP U-Pb zircon geochronology. In: SBG, Congresso
Brasileiro de Geologia, 41, João Pessoa, Anais, p. 336.
Santos J.O.S., Hartmann L.A., McNaughton N.J., Fletcher I.R.
2002b. Timing of mafic magmatism in the Tapajós Province
474
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
(Brazil) and implications for the evolution of the Amazon
Craton: evidence from baddeleyite and zircon U–Pb
SHRIMP geochronology. Journal of South American
Earth Sciences, 15: 409-429.
Sato K. & Tassinari C.C.G. 1997. Principais eventos de acresção
continental no Cráton Amazônico baseados em idademodelo Sm-Nd, calculada em evoluções de estágio único
e estágio duplo. In: M.L. Costa & R.S. Angélica (eds)
Contribuições à Geologia da Amazônia, Belém. FINEP/
SBG-NO. p. 91-142.
Schobbenhaus C., Hoppe A., Lork A., Baumann A. 1994. Idade
do magmatismo Uatumã no norte do Cráton Amazônico,
escudo das Guianas (Brasil) - primeiros resultados. In: SBG,
Congresso Brasileiro de Geologia, 38, Camboriú, Anais, 2:
395-397.
Schwartz M.O. 1992. Geochemical criteria for distinguishing
magmatic and metasomatic albite-enrichment in granitoids
- examples for the Ta-Li granite Yichun (China) and the SnW deposit Tikus (Indonesia). Mineralium Deposita, 27:
101-108.
Sederholm J.J. 1928. On orbicular granites, spotted and nodular
granites etc. and on the rapakivi texture. Bulletin de la
Commission Geologique de Finlande , 83: 1-105.
Sheppard S.M.F. 1986. Igneous rocks: III. Isotopic studies of
magmatism in Africa, Eurasia, and Oceanic Islands. In: J.W.
Valley,H.P. Taylor & J.R. O’Neil (eds.), Stable Isotopes in
High Temperature Geological Processes. Reviews in
Mineralogy, 16: 319-371.
Smith J.V. 1974. Feldspar Minerals. II. Chemical and textural
properties. Berlim, Springer-Verlag, 670 p.
Smith J.V. & Brown W.L. 1988. Feldspar Minerals. 1 Crystal
structures, physical, chemical and microtextural
properties. Berlin, Springer-Verlag, 828 p.
Tassinari C.C.G. & Macambira M.J.B. 1999. Geochronological
provinces of the Amazonian Craton. Episodes, 22: 175182.
Taylor Jr. H.P. 1978. Oxygen and hydrogen isotope studies of
plutonic granitic rocks. Earth and Planetary Science
Letters, 38: 177-210.
Taylor S.R. & McLennan S.M. 1985. The continental crust: its
composition and evolution. Blackwwell, Oxford, 312 pp.
Teixeira J.T., Costi H.T., Minuzzi O.R.R., Soares E.A.A. 1992.
Depósitos primários de criolita, cassiterita, xenotímio e
columbita em apogranito - mina do Pitinga (AM). In: SBG,
Congresso Brasileiro de Geologia, 37, São Paulo, Anais, 1:
212-213.
Teixeira N.P., Bettencourt J.S., Moura C.A.V., Dall’Agnol R.,
Macambira E.M.B. 2002. Archean crustal sources for
Paleoproterozoic tin-mineralized granites in the Carajás
Province, SSE Pará, Brazil: Pb–Pb geochronology and Nd
isotope geochemistry. Precambrian Research, 119: 257275.
Teixeira W., Tassinari C.C.G., Cordani U.G., Kawashita K. 1989.
A review of the geochronology of the Amazonian Craton:
tectonic implications. Precambrian Research, 42: 213-227.
Tischendorf G. 1977. Geochemical and petrographic
characteristics of silicic magmatic rocks associated with
rare element mineralization. In: M. Stemprock, L. Burnol &
G. Tischendorf (eds) Mineralization Associated with Acid
Magmatism. Prague, 2: 41-96.
Tuttle O.F. & Bowen N.L. 1958. Origin of granite in the light of
experimental studies in the system NaAlSi3O8-KAlSi3O8SiO2-H2O. Geological Society of America Memoir 74,
153 p.
Veiga Jr., J.P., Nunes A.C.B., Fernandes A.S., Amaral J.E., Pessoa
M.R., Cruz S.A. 1979. Projeto Sulfetos de Uatumã;
relatório final. Manaus. DNPM/CPRM, 7 vol.
Vorma A. 1971. Alkali feldspars of the Wiborg rapakivi massif in
southeastern Finland. Bulletin de la Commission
Geologique de Finlande, 246: 72 p.
Walker R.T. & Samson I.M. 1998. Cryogenic Raman
spectroscopic investigations of fluid inclusions in the
NaCl-CaCl2-H2O system. In: E. Schandl (ed.) 17th General
Meeting, International Mineralogical Association,
Toronto, pp. A33.
Wenner D.B., Taylor H.P. 1976. Oxygen and hydrogen isotope
studies of a Precambrian granite–rhyolite terrane, St.
Francois Mountains, southeastern Missouri. Geological
Society of America Bulletin, 87: 1587-1598.
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.
475