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 DALLAGNOL

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 Localização e Acesso...... 399 Contexto geológico regional ...... 399

III. GEOLOGIA DA MINA PITINGA ...... 402 Grupo Iricoumé ...... 403 Suíte Madeira ...... 403 Granito Madeira ...... 403 Granito Água Boa ...... 406

IV. PETROGRAFIA DE ROCHAS ENCAIXANTES DAS MINERALIZAÇÕES 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 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

VI. ESTUDOS PETROQUÍMICOS ...... 432 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 DALLAGNOL3

1Museu Paraense Emílio Goeldi Belém (PA) ([email protected]) 2Universidade Federal do Pará Campus Sul e Sudeste do Pará Marabá (PA) ([email protected]) 3Universidade Federal do Pará (UFPA) Belém (PA) ([email protected])

RESUMO No Granito Água Boa a fácies precoce é anfibólio-biotita-feldspato alcalino-granito metaluminoso, localmente com textura rapakivi, Os depósitos de estanho ocorrentes na mina Pitinga estão seguido, na ordem de colocação, por biotita-granito porfirítico, biotita- associados aos granitos proterozóicos Madeira e Água Boa, integrantes granito equigranular a seriado, ambos metaluminosos a peraluminosos, da Suíte Madeira, intrusivos em rochas vulcânicas do Grupo Iricoumé, e topázio-granito porfirítico peraluminoso. datadas em 1888±3 Ma. Os granitos são classificados geoquimicamente As mineralizações de Sn (cassiterita) do Granito Água Boa são de como tipo A, intraplaca, anorogênicos. No Granito Madeira, a três tipos: em quartzo greisens alojados em falhas (pouco expressivo); mineralização primária de Sn relaciona-se com um albita-granito, sua em siderofilita-topázio-greisens e clorita-fengita-greisens; em corpos fácies mais evoluída, enquanto que no Granito Água Boa a mineralização lenticulares de epissienitos sódicos em zonas metassomaticamente primária é controlada por greisens micáceos e epissienitos sódicos. alteradas da fácies biotita-granito. Os dois últimos tipos são O Granito Madeira é composto por quatro fácies. As fácies pre- expressivos. coces são anfibólio-biotita-granito porfirítico metaluminoso, local- Na borda oeste do Granito Água Boa ocorrem três tipos de greisens mente com textura rapakivi, com idade de 1824±2 Ma, e biotita- estaníferos associados espacialmente à fácies granito rapakivi: greisen feldspato alcalino-granito equigranular, peraluminoso, com idade de 1 (Gs1), constituído principalmente por quartzo, topázio, siderofilita 1822±2 Ma. As fácies tardias são feldspato alcalino-granito hipersol- marrom e esfalerita; greisen 2 (Gs2), constituído essencialmente por vus porfirítico, com afinidades peralcalinas e idade de 1818±2 Ma, e quartzo, fluorita e fengita, com quantidades subordinadas de siderofilita o albita-granito subsolvus. As relações de campo indicam que as duas verde; greisen 3 (Gs3), formado essencialmente por quartzo, fengita e últimas fácies foram colocadas simultaneamente e interagiram, admi- clorita. Além disso, associado ao Gs3, ocorre um epissienito potássico, tindo-se para o albita-granito uma idade similar à do granito hipersol- formado pela dessilicificação do granito rapakivi. Apesar de suas vus. diferenças composicionais e petrográficas, os greisens e epissienitos O albita-granito apresenta duas subfácies. A predominante, potássicos se formaram a partir do mesmo protólito. denominada albita-granito de núcleo, é de cor acinzentada e peralcalina, Os greisens são resultantes de diferentes processos de interação composta essencialmente por albita, quartzo, feldspato potássico e, entre três fluidos principais: (1) fluido aquo-carbônico de baixa subordinadamente, por criolita, zircão, polilitionita, riebeckita, salinidade, rico em F, com temperaturas iniciais entre 400° e 350°C, pirocloro, mica escura rica em Fe, cassiterita e magnetita. As proporções presente durante a formação de Gs1 e Gs2; (2) fluido aquoso de baixa modais das fases essenciais são aproximadamente equivalentes, salinidade, e temperatura ao redor de 300°C, que, ao longo de um sugerindo a cristalização do albita-granito de núcleo a partir de líquido processo contínuo de salinização, gera fluido residual de salinidade de composição cotética ou mínima. O albita-granito de núcleo moderada a alta, com temperaturas entre 200° e 100°C, presente transiciona para uma rocha avermelhada, geoquimicamente durante a formação de Gs3 e no estágio de silicificação do epissienito peraluminosa, definida como albita-granito de borda, que ocorre ao potássico; (3) fluido aquoso de baixa salinidade, com temperaturas longo dos contatos do albita-granito com as rochas encaixantes. O entre 200° e 150°C, que interagiu com os outros dois fluidos, albita-granito de borda é formado essencialmente por quartzo, contribuindo, em diferentes graus, para a formação de praticamente feldspato potássico e albita, contendo, ainda, fluorita, zircão, clorita, todas as rochas hidrotermais. Os dois primeiros fluidos aparentemente cassiterita, hematita e columbita. As proporções modais das fases têm origem ortomagmática, enquanto o último tem características de essenciais são mais variáveis que no albita-granito de núcleo, fluido superficial (meteórico?). Além destes, considera-se que o fluido observando-se crescimento no conteúdo de quartzo e redução no de responsável pelo estágio inicial do processo de epissienitização não albita. O albita-granito de borda é interpretado como originado por ficou registrado nas amostras estudadas. Os fluidos foram aprisionados autometassomatismo da fácies de núcleo, que teve a sua mineralogia em condições de pressão ao redor de 1 kbar, compatíveis com níveis peralcalina desestabilizada e substituída por ação de fluidos residuais. crustais rasos, como admitido para os granitos estaníferos de Pitinga. O albita-granito de núcleo apresenta teores muito elevados de No Gs1, a diminuição da atividade do F e o aumento da O 2 Na O, F, Sn, Nb, Zr, U, Th, Zn, Li e Rb, além de teores muito baixos durante o resfriamento, causaram mudanças químicas nos fluidos, e a 2 ou nulos de CaO, MgO, TiO , P O , Ba e Sr. Os valores extremos das conseqüente diferenciação entre uma zona rica em topázio, nas porções 2 2 5 razões K/Rb e Rb/Sr refletem o grau de fracionamento muito avançado mais internas dos condutos/fraturas, e uma zona rica em siderofilita do líquido a partir do qual o albita-granito cristalizou. Os padrões de (ZS), mais próxima do granito encaixante. O Gs2 foi formado sob distribuição dos ETR são muito similares no albita-granito de núcleo condições mais oxidantes e por fluidos mais pobres em F do que e de borda e ambos apresentam baixíssimas razões La /Yb . Os padrões aqueles aprisionados em ZS. A geração de cavidades de dissolução N N de ETR se dispõem internamente em tetrads, indicando que os durante a epissienitização aumentou a permeabilidade das rochas mecanismos de fracionamento e distribuição foram controlados por alteradas, propiciando o aumento das razões fluido-rocha no sítio de processos similares aos ocorrentes em sistemas graníticos muito formação do epissienito potássico e Gs3. A interação dos fluidos evoluídos. As características petrográficas e geoquímicas revelam forte aquosos com os feldspatos do epissienito potássico, durante a influência do F durante a evolução magmática do albita-granito. A formação do Gs3, causou aumento contínuo na sua salinidade. fácies albita-granito tem grande importância metalogenética por conter Sugere-se que os greisens foram formados pela interação entre, mineralizações de Sn, Nb e Ta, atualmente em processo de lavra. 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 of the albite granite with the earlier facies of the Madeira Granite. The variações nas condições de O , atividade de F e salinidade, durante o border albite granite is composed of albite, quartz, and K-feldspar, 2 resfriamento do sistema hidrotermal, foram responsáveis pela preci- with subordinate fluorite, zircon, chlorite, cassiterite, hematite, and pitação de cassiterita e sulfetos nos greisens, e pelo enriquecimento columbite. Modal contents of essential phases are more variable in em Sn e S durante a greisenização tardia dos epissienitos potássicos. the border sub-facies that have higher quartz and lower albite compared Os epissienitos sódicos portadores de cassiterita estão associados with the core sub-facies. The border albite granite was originated by à fácies biotita-granito. São rochas com baixo teor modal de quartzo, autometasomatic alteration of the core sub-facies. Fluids involved in formadas por alteração metassomática do biotita-granito encaixante. this process had a strongly oxidizing character and destabilized the São formados, em linhas gerais, através dos seguintes estágios: (a) peralkaline mineralogy of the core albite granite as evidenced by the albitização de feldspato potássico; (b) formação de cavidades através replacement of cryolite, micas, pyrochlore, and riebeckite. da dissolução de quartzo magmático; (c) preenchimento das cavidades The core albite granite shows very high contents of Na O, F, Sn, 2 por albita, clorita, fengita, cassiterita; (d) deposição de quartzo tardio Nb, Zr, U, Th, Zn, Li, and Rb, and low CaO, MgO, TiO , P O , Ba, 2 2 5 e cassiterita em espaços restantes. Os granitos estaníferos do cráton and Sr. K/Rb and Rb/Sr ratios display extreme values, demonstrating Amazônico mostram razões Rb/Sr elevadas (> 10), porém nos advanced fractionation of the magma that originated the albite granite. epissienitos sódicos de Pitinga esta razão é muito baixa. The gullwing-shaped REE patterns and very low La /Yb ratios N N Os depósitos estaníferos do cráton Amazônico são relacionados a indicate strong influence of F during magmatic evolution. REE are granitos muito fracionados, com altos teores de F e associações disposed as M-type tetrads, showing that fractionation mechanisms litológicas similares as das suites de granitos rapakivi. Agrupam-se and distribution of the REEs were controlled by processes similar to em três tipos principais: associados a fácies tardias de maciços those observed in rare metal bearing, evolved granite systems. The rapakiviticos, ricos em F, paraluminosos, redutores, com greisens, albite granite facies is of main metallogenic importance, since it contains venulações e stockworks associados; relacionados a epissienitos, em the exploited Sn, Nb, and Ta mineralization of the Pitinga Province. zonas descontínuas e volumes baixos; em albita-granitos peralcalinos, The early facies in the Água Boa pluton is metaluminous excepcionalmente ricos em F, oxidantes, com Sn, Nb (Ta), F, Zr e Li. amphibole-biotite granite, locally with rapakivi texture. It is followed Os principais critérios sugeridos para a prospecção de depósitos by a meta- to peraluminous porphyritic biotite granite, an equigranular estaníferos no cráton Amazônico são: a) seleção regional de áreas com to seriated biotite granite, and a late peraluminous topaz granite. ocorrência de granitos tipo A sem deformação expressiva, rasos e Theree main styles of mineralization are found in the Água Boa subvulcânicos; b) por serem enriquecidos em K, U e Th, esses granitos pluton: cassiterite in quartz greisens that fills fractures and faults podem formar anomalias radiométricas e, portanto, serem delimitados (low potential); cassiterite associated with siderophylite topaz greisens por sensoriamento remoto e gamaespectometria aérea; c) identificação and chlorite phengite greisens; associated with lenticular shaped bodies de fácies geoquimicamente mais evoluídas por indicadores geoquímicos of sodic episyenites along hydrothermal altered zones in biotite granite. (alto F, altas razões Rb/Sr e Rb/Ba e baixas razões Zr/Rb e K/Rb); d) The two former types are more relevant. priorização de áreas com alterações hidrotermais intensas Three tin greisen types were characterized in the western border (greisenização, albitização ou epissienitização). of Água Boa pluton associated with the rapakivi granite facies: greisen 1 (Gs1), composed mainly of quartz, topaz, brown siderophyllite, ABSTRACT and sphalerite; greisen 2 (Gs2), composed of quartz, fluorite, and phengite, with minor green siderophyllite; greisen 3 (Gs3), composed The mineral deposits of the Pitinga mine are related to the essentially of quartz, phengite, and chlorite. Besides these rocks, Proterozoic A-type, intraplate, anorogenic Madeira and Água Boa potassic episyenite (KEpS) was identified associated with Gs3. In granites of the Madeira Suite. Both are intrusive in the 1888±3 Ma spite of the compositional and petrographic differences, all old acid volcanic rocks of the Iricoumé Group. Primary tin hydrothermal rocks derived from the same protholith, hornblende- mineralization in the Madeira Granite is contained in evolved, late biotite-alkali feldspar granite to syenogranite. albite granite facies. Primary tin mineralization in the Água Boa pluton The greisens were formed by different interaction processes is related to greisens and sodic episyenites of hydrothermal origin. between three main fluids: (1) low salinity, F-rich, aquo-carbonic The Madeira Granite is composed of four facies, the emplacement fluid, with initial temperatures between 400° - 350°C, present during sequence of which was inferred from field relationships. The early Gs1 and Gs2 formation; (2) low salinity aqueous fluid, with facies is 1824±2 Ma old, porphyritic, metaluminous amphibole-biotite temperature around 300°C, which, during progressively increasing syenogranite, which locally shows rapakivi texture. It is followed by salinity, originated a moderate to high salinity residual fluid, with 1822±2 Ma old, equigranular, peraluminous alkali feldspar-biotite temperatures between 200° and 100°C, present during Gs3 formation granite. The two late facies are 1818±2 Ma old porphyritic, and silicification stage of KEpS; (3) low salinity aqueous fluid, with hypersolvus, alkali feldspar granite and subsolvus albite granite. temperatures between 200° and 150°C, which interacted with the Contact relationships indicate that the magmas forming these two other two fluids in different proportions, contributing to the formation late phases coexisted during emplacement, implying that albite granite of the three greisen types. An orthomagmatic origin is admitted for and hypersolvus granite have similar ages. the first two fluids of relatively high temperature. The low The albite granite displays core and border sub-facies. The temperature later fluid has characteristics of a near surface fluid, dominant, gray, peralkaline core facies is composed essentially of probably of meteoric origin. The fluid responsible for the initial stage albite, quartz, and K-feldspar, accompanied by cryolite, zircon, of episyenitization was not recorded in the studied samples. Fluids polylithionite, riebeckite, Li-Fe mica, cassiterite, pyrochlore and were trapped under pressure conditions around 1 kbar, corresponding magnetite. Modal proportions of essential phases are similar, to shallow, epizonal conditions, similar to those admitted for the tin suggesting a magmatic origin for the core albite granite and a cotectic granites from Pitinga. or near minimum composition for its melt. Other features indicating a Fluid chemical changes in Gs1 were caused by F activity decrease magmatic origin for the core albite granite are: (1) common occurrence and O increase during cooling. These changes originated also the 2 of microscopic snowball textures; (2) petrographic and geochemical differentiation between a topaz-rich zone (TZ) in the inner portions homogeneous character; (3) local presence of associated rocks with of fratures/conduits, and a siderophyllite-rich zone (SZ), near the fluidal or pegmatitic textures. The core albite granite is transitional to altered granite. Gs2 was formed in relatively more oxidizing conditions a reddish, peraluminous border sub-facies, found along the contacts 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 by albite, chlorite, phengitic muscovite, cassiterite ± fluorite ± K- rocks, leaving place for high fluid/rock ratios in the potassic episyenite feldspar; and (d) deposition of late quartz ± cassiterite in remaining and Gs3 sites. Interaction between aqueous fluid and potassic cavities. episyenite feldspar, during Gs3 formation, caused continuous salinity Tin deposits of the Amazonian craton are related to fractionated, increase. A phengiterich zone was formed in the early stages of this high-F granites similar to those of the rapakivi series. Three main tin interaction, at higher temperatures, while a chlorite-rich zone was mineralization styles are identified: tin deposits related with F-rich, originated by more cold and saline, residual fluid. The latter was peraluminous, reduced, late facies of rapakivi massifs, with associated trapped also in quartz filling cavities in the potassic episyenite during greisens, veins and stockworks; low volumes, discontinuous tin the later silicification stage. deposits related with episyenites; and high content, large volume, We conclude that greisens and potassic episyenites resulted from disseminated cassiterite in F-rich, oxidized, peralkaline albite granite, interaction between at least three fluids of apparently independent with Nb (Ta), F, Zr, and Li. origin and the same protholith, at shallow crustal conditions. O , F The suggested criteria to the prospection of tin deposits in the 2 activity, and salinity variations during the hydrothermal system Amazonian craton are: a) selection of areas with predominance of cooling, and the contrast in fluid/rock ratios caused by permeability undeformed, subvolcanic, shallow level A-type granites; b) these differences, were very important factors for greisen differentiation. granites are K-, U-, and Th-rich and display radiometric anomalies The cassiterite-bearing sodic episyenites are associated with that can be detected by remote sensors and airborne biotite granite facies. These rocks have low modal quartz content and gamaespectrometry; c) the identification of geochemical evolved facies are formed by metasomatic alteration of the biotite granite wallrock. as shown by their contents in F, high Rb/Sr and Rb/Ba, and low Zr/Rb The sodic episyenites are formed by: (a) albitization of K-feldspar; and K/Rb ratios; d) focusing in areas with strong hydrothermal (b) vug formation by dissolution of magmatic quartz; (c) vug filling alteration (greisenization, albitization or episyenitization)

APRESENTAÇÃO 5. Estudos petrográficos descrição e interpretação textural e mineralógica dos litotipos mapeados e O principal objetivo do projeto Caracterização de de amostras de minério e zonas de alteração hi- Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia, drotermal, objetivando a identificação de suas pa- realizado através do Convênio de Cooperação Técnica ragêneses; firmado entre o Departamento Nacional da Produção 6. Análises químicas e interpretações petrológicas Mineral DNPM, e a Agência para o Desenvolvimento análises químicas dos principais litotipos dos depó- da Indústria Mineral Brasileira ADIMB, é o estudo desitos, objetivando subsidiar a interpretação de am- talhado de dez distritos mineiros da Amazônia Brasileira, biente geotectônico. Análises químicas em amos- buscando a definição de modelos genéticos para subsidi- tras de zonas de alteração hidrotermal e encai- ar o entendimento dos controles, condições e idade de xantes imediatas para definição da natureza da sua formação. O segundo passo é a sugestão de modelos alteração; prospectivos que permitam levantar as características dos 7. Análises de Minerais - análise de minerais de mi- ambientes de formação de cada depósito, com vistas a nério por meio de microssonda eletrônica; subsidiar a exploração em outras regiões da Amazônia. 8. Determinações geocronológicas determinação Os recursos financeiros para a execução do projeto são da idade das rochas encaixantes dos depósitos; oriundos do Fundo Setorial CT-Mineral, vinculado à FI- 9. Estudos de inclusões fluidas - definição e descri- NEP, do Departamento Nacional da Produção Mineral e ção das características dos tipos de fluidos, objeti- de empresas associadas à ADIMB. vando definir as suas relações temporais com even- A mineralização estanífera da Província Pitinga, no tos mineralizantes; estado do Amazonas, foi um dos alvos selecionados para 10. Estudos de isótopos estáveis determinação da esse projeto. A metodologia utilizada para alcançar os composição isotópica dos litotipos encaixantes e objetivos propostos compreendeu as seguintes etapas: dos corpos mineralizados visando definir a prová- 1. Compilação de dados compilação das informa- vel fonte das soluções mineralizadoras e proces- ções geológicas existentes sobre o distrito; sos envolvidos. 2. Integração Regional elaboração de carta em 11. Integração e interpretação de dados Integra- escala 1:100.000, centrada no distrito; ção e interpretação dos dados geológicos com- 3. Mapeamento geológico mapeamento geológico pilados e sugestão de modelos genéticos e pros- na escala 1:25.000, em área centrada no depósito pectivos. mais significativo do distrito; Para a execução dessas etapas, a equipe do projeto 4. Estudo dos corpos de minério - levantamento dos contou com a inestimável participação dos seguintes co- corpos de minério, encaixantes imediatas e zonas laboradores: de alteração hidrotermal, com vistas ao estabele- Prof. Artur César Bastos Neto (Instituto de Geoci- cimento dos controles estratigráficos, litológicos e ências UFRGS): seleção de minerais para análises de estruturais locais; isótopos estáveis;

397 Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas

Prof. Candido Augusto Veloso Moura (Centro de so a regiões que, de outro modo, somente seriam alcan- Geociências UFPA): geocronologia Pb-Pb em zircão; çadas por via aérea ou longos deslocamentos fluviais. Prof. Carlos Eduardo de Mesquita Barros (Centro A região onde se localiza a mina Pitinga permaneceu de Geociências UFPA): mapeamento geológico e inter- praticamente desconhecida até a metade dos anos 70, pretação de dados de geologia estrutural; sendo alvo de alguns poucos trabalhos de reconhecimen- Prof. Cláudio Nery Lamarão (Centro de Geociênci- to geológico (Mandetta et al., 1974). As primeiras evi- as UFPA): microscopia eletrônica de varredura em fa- dências da ocorrência de cassiterita em depósitos aluvi- ses de minério; ais da região de Pitinga foram obtidas por Veiga Jr. et al. Geol. José Maximino T. M. Ferron (Mineração (1979), durante mapeamento geológico do pluton graníti- Taboca Pitinga): mapeamento geológico, apoio logístico co denominado Água Boa, localizado aproximadamente e informações sobre dados de sondagem rotativa; 20 km a oeste do Rio Pitinga. Parte da área foi requerida Dr. Kazuo Fuzikawa (Centro de Desenvolvimento para pesquisa junto ao Departamento Nacional da Pro- de Tecnologia Nuclear CNEN): inclusões fluidas e es- dução Mineral pela CPRM e outra parte por uma subsidi- pectroscopia micro-Raman; participação na interpretação ária da empresa Paranapanema S.A., que imediatamente dos dados obtidos; iniciou os trabalhos de mapeamento geológico de detalhe, Dr. Kurt Kyser (Dep. Geological Sci. & Geological follow-up e amostragem de sedimentos de corrente nas Eng., Queens University Canadá): determinação de imediações e sobre o Granito Água Boa. Os primeiros isótopos estáveis; resultados foram bastante promissores e a pesquisa geo- Dr. Michel Pichavant (Institut des Sciences de la lógica foi continuada, verificando-se que a mineralização Terre dOrléans, França): análises químicas em amostras primária em Sn era associada a zonas fraturadas no gra- de rocha e minérios; participação na interpretação dos nito, preenchidas por greisens. resultados geoquímicos e seu significado petrológico; Em 1981 foi aberta uma pista de pouso capaz de rece- Prof. O. Tapani Rämö (Department of Geology, Uni- ber aviões tipo C-47, que trouxeram partes desmontadas versity of Helsinki, Finlândia): análises químicas em amos- de uma pequena planta de concentração gravimétrica. tras de rocha, determinação de isótopos radiogênicos e Em 1982, com a montagem desta planta, foi iniciada a colaboração na interpretação de resultados geoquímicos; lavra experimental dos depósitos aluvionares do Granito Prof. Raimundo Netuno Nobre Villas (Centro de Água Boa, com toda a produção sendo escoada via aé- Geociências UFPA): inclusões fluidas e interpretação rea. de seus resultados. Em meados de 1982 foi iniciada a abertura de uma estrada ligando Pitinga à BR-174, a oeste. Durante as I. INTRODUÇÃO obras de construção da estrada foram encontrados novos depósitos aluvionares de cassiterita, ainda mais ricos do Até o início dos anos 70, o conhecimento geológico que os do Granito Água Boa, associados a outro pluton, sobre a região compreendida entre a borda norte da Ba- esse de menor expressão topográfica, denominado Gra- cia Paleozóica do Amazonas, a região montanhosa ao lon- nito Madeira. A descoberta fez com que a Paranapane- go da fronteira com as Guianas e Venezuela e o sul do ma S.A. intensificasse os trabalhos de prospecção geoló- então Território Federal de Roraima era apenas incipien- gica em toda a região. O mapeamento geológico foi deta- te. O acesso a essa vasta região era ainda mais difícil à lhado e as malhas de amostragem de solo e sedimentos época e os levantamentos regionais disponíveis eram em de corrente foram ampliadas, buscando-se a fonte da escala 1:500.000 ou menores (Santos et al., 1974), ou mineralização de Sn no Granito Madeira. A pesquisa in- limitavam-se a reconhecimentos geológicos ao longo dos tensiva levou à descoberta de um albita-granito com altos cursos fluviais principais (Forman, 1969; Ramgrab & teores de Sn, definido geologicamente como a fácies mais Damião, 1970). evoluída do Granito Madeira. A implantação da lavra alu- Com a implementação do Projeto RADAMBRASIL, vionar neste setor, caracterizado por teores de Sn da or- que disponibilizou o imageamento por radar de toda a dem de dezenas de quilos por metro cúbico de minério, Amazônia brasileira, os projetos de mapeamento geológi- tornou Pitinga a maior mina de estanho do Brasil, ultra- co tiveram um importante incremento qualitativo, pois as passando as tradicionais minas produtoras de Sn de Ron- bases cartográficas passaram a cobrir toda a região, em dônia. Com o avanço da pesquisa, esta mesma fácies re- escala compatível com trabalhos de reconhecimento. A velou também importantes concentrações de criolita (Na AlF ), tanto disseminada na rocha quanto em veios e abertura das rodovias federais BR-174, ligando Manaus, 3 6 no Amazonas, a Boa Vista, em Roraima, e BR-210, de- bolsões maciços. nominada Perimetral Norte, facilitaram igualmente o aces-

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 Amazô- nia 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 Figura 1 Mapa de localização e acesso da Mina Pitinga da folha Manaus) e SA.21-V-A-IV (setor NW da folha Santarém). A mina Pitinga enquadra-se tectonicamente na por- O principal meio de acesso é pela rodovia BR-174, ção sul do Escudo das Guianas, parte integrante do crá- que liga Manaus, no estado do Amazonas, a Boa Vista, ton Amazônico (Almeida et al., 1981; Gibbs & Barron, no estado de Roraima. Pitinga conta também com um 1983). Nos modelos de províncias tectono-geocronológi- aeroporto capaz de receber aviões de porte médio. cas, a região de Pitinga situa-se no limite entre as Provín- cias Amazônia Central, a leste, e Parima-Tapajós (Santos Contexto geológico regional et al., 2000) ou Ventuari-Tapajós (Tassinari & Macambi- ra, 1999), a oeste. Todavia, a geometria e constituição Os primeiros levantamentos geológicos sistemáticos dessas províncias, bem como a posição dos seus limites, das folhas SA.20 e SA.21, em escala 1:1.000.000, foram ainda são algo especulativos. Não existe ainda um estudo publicados por Lourenço et al. (1978) e Araújo et al. sistemático sobre seu embasamento e os limites entre as (1976), respectivamente. Devido à escala do trabalho, províncias oscilam em função das concepções dos auto- esses autores distinguiram apenas duas grandes unidades res e na medida em que novas determinações geocrono- paleoproterozóicas, separadas em Complexo Guianense lógicas ou isotópicas são obtidas. (que englobava rochas granitóides indiferenciadas e ro- Embora muitos autores tenham admitido aprioristica- chas metamórficas) e Grupo Uatumã, onde enquadraram mente que a formação da região se deu essencialmente todas as ocorrências de rochas vulcânicas, além de gra- no Arqueano (Hasui et al., 1984; Teixeira et al., 1989), nitos considerados como contemporâneos a elas. não se tem até o momento qualquer indicação concreta, Os primeiros trabalhos em escala 1:100.000 da região em termos geocronológicos e isotópicos, de que efetiva- foram apresentados por Araújo Neto & Moreira (1976, mente houve expressiva formação de crosta durante o folhas SA.20-X-D-III e VI) e Veiga Jr. et al. (1979, fo- Arqueano, não só na região em questão, como também lhas SA.21-V-A-IV, V e VI e SA.21-V-C-I e II). Estes no Estado de Roraima e na região do Alto Rio Negro autores cartografaram as principais unidades litológicas, (Gaudette & Olszewski, 1985, Gaudette et al., 1996; caracterizando petrográfica e geoquimicamente rochas DallAgnol & Macambira, 1992; Sato & Tassinari, 1997; granitóides consideradas como mais antigas que as vul- DallAgnol et al., 1999a). Os dados geocronológicos dis- cânicas do Grupo Uatumã, as próprias rochas vulcânicas poníveis apontam para uma evolução da região iniciando e também unidades graníticas consideradas por eles como no Paleoproterozóico, relacionada ao ciclo Transamazô- contemporâneas ou mais jovens do que as vulcânicas. nico (2.100 ± 100 Ma), e se estendendo até o Mesoprote- Trabalhos posteriores, em escala 1:250.000, publicados rozóico. O contexto tectônico em que se deu a formação por Costi et al. (1984, folha NA.21-Y-C e parte da folha das rochas mais antigas da região ainda é pouco conheci- NA.21-Y-A) e Jorge João et al. (1984, folha SA.21-V- do, da mesma forma que o papel desempenhado na evo- B), complementaram o quadro geológico regional. Os tra- lução regional pelo Cinturão Guiana Central, situado a balhos geológicos em escala regional somente foram re- norte da região de Pitinga. tomados a partir de 1994, com o mapeamento geológico, Esses aspectos são enfatizados para mostrar que as em escala 1:500.000, da região sul do estado de Roraima, hipóteses relativas ao contexto tectônico das diferentes a norte de Pitinga (Faria et al., 2000). unidades graníticas, incluindo-se aí aquelas estudadas no

399 Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas presente trabalho, permanecem ainda bastante especula- distinguiram dois domínios graníticos na mesma região tivas e devem ser consideradas com a devida reserva. estudada por Faria et al. (1999), denominando-os Terreno Em termos estratigráficos, pelo seu significado histó- Martins Pereira-Anauá e Terreno Igarapé Azul-Água rico, merece ser mencionada a classificação proposta por Branca. O Terreno Martins Pereira-Anauá, situado no Santos (1982) para os granitos da porção sul do Escudo setor norte da área, abrange o Complexo Anauá e duas das Guianas. Este autor distinguiu três grandes grupos de unidades graníticas intrusivas neste complexo. Estas associações granitóides: (1) granitóides considerados como unidades foram definidas como Granito da Serra Dourada mais antigos do que o Grupo Uatumã (pré-Uatumã), re- (cordierita-muscovita-granitos e gnaisses, anteriormente presentados pela Suíte Água Branca e tipos correlatos; incluídos no Granito Igarapé Azul) e Suíte Martins Pereira (2) granitos contemporâneos e associados ao vulcanismo (biotita-granodioritos e monzogranitos, também Uatumã (sin-Uatumã), correspondendo à Suíte Mapue- anteriormente atribuídos ao Granito Igarapé Azul). As ra; (3) granitos mais jovens que o magmatismo Uatumã e idades das unidades graníticas neste terreno variam entre coberturas sedimentares de plataforma tipo Roraima (pós- 1,97 e 1,95 Ga (Almeida et al., 2003). O Terreno Igarapé Uatumã), correlacionados ao Granito rapakivi Parguaza Azul-Água Branca situa-se no setor sul, próximo à área (datado em 1545 ± 20 Ma Ga; Gaudette et al., 1978), e, da mina Pitinga. É formado por granitos cálcio-alcalinos na concepção de Santos (1982), representados na região com idades entre 1,88 e 1,90 Ga (Almeida et al., 2002), em estudo pela Suíte Abonari. A classificação foi criada que formam duas unidades litológicas distintas, nomeadas com base nos projetos de mapeamento executados pelo de Granito Igarapé Azul e Suíte Intrusiva Água Branca. convênio DNPM/CPRM na região, apoiada em dados O Granito Igarapé Azul compreende (muscovita)-biotita- geocronológicos Rb-Sr. Recentemente, com a difusão de granitos e raros granodioritos, equigranulares ou técnicas analíticas mais acuradas e menos suscetíveis à porfiríticos. A Suíte Intrusiva Água Branca é composta influência de processos pós-magmáticos, esta proposição por uma fácies com hornblenda (dioritos, tonalitos, tem sido amplamente revista. granodioritos, monzogranitos) e outra com biotita Com base nos trabalhos mais recentes, a unidade es- (granodioritos e monzogranitos). tratigráfica considerada como a mais antiga da região é Granitóides relacionados à Suíte Intrusiva Água Bran- denominada Complexo Anauá, composto principalmente ca, no sentido empregado por Almeida et al. (2002), fo- por metatonalitos, metadioritos e metagranitos (Faria et ram identificados no limite oeste da área da mina Pitinga al., 2000). São granitóides isótropos, gnaisses, granulitos (Figura 2). Devido ao caráter esparso dos afloramentos e e milonitos derivados de rochas graníticas, com idade U- sua ocorrência em região plana, em sua maior parte no Pb em zircão de 2028 ±9 Ma (Faria et al., 2002). interior da Reserva Indígena Waimiri-Atroari, não foram A unidade seguinte compreende uma série de grani- verificadas suas relações de contato com as demais uni- tóides cálcio-alcalinos, metaluminosos a peraluminosos. dades. A caracterização dessas rochas, nessa área, é um Nos trabalhos pioneiros estas rochas eram agrupadas sob dos objetivos de tese de doutoramento atualmente em a denominação de Granodiorito Água Branca (Araújo Neto execução por J.M.T. Ferron. & Moreira, 1976), ou Adamelito Água Branca (Veiga Jr. Segundo Araújo Neto & Moreira (1976), Veiga Jr. et et al., 1979), com idades Rb-Sr entre 1951 (Santos & al. (1979) e Santos (1984), os granitóides cálcio-alcali- Reis Neto, 1982) e 1910 ± 47 Ma (Jorge João et al., 1985b). nos, então correlacionados á Suíte Água Branca, são cor- Todo este conjunto de rochas foi redefinido posteriormente tados por rochas vulcânicas ácidas a intermediárias rela- como Suíte Intrusiva Água Branca (Oliveira et al., 1996), cionadas ao Grupo Iricoumé do Supergrupo Uatumã. Essa com idades 207Pb/206Pb por evaporação em monocristal evidência geológica posicionaria o Grupo Iricoumé e, por de zircão entre 1960 ± 21 e 1938 ± 37 Ma (Almeida et conseqüência, o Supergrupo Uatumã, como estratigrafi- al., 1997). A seguir, Faria et al. (1999), em mapeamento camente mais jovem do que os granitóides cálcio-alcali- realizado no SE de Roraima, em região próxima de Pitin- nos. Os dados geocronológicos mais recentes, porém, não ga, propuseram separar os termos peraluminosos da Suí- têm favorecido a interpretação de que todas as rochas te Intrusiva Água Branca em uma nova unidade, denomi- vulcânicas do Supergrupo Uatumã sejam mais jovens do nada Granito Igarapé Azul, supostamente afim de grani- que os granitóides cálcio-alcalinos. Embora na área da tos tipo S e ocorrendo em corpos batolíticos, passíveis de mina Pitinga, as rochas vulcânicas apresentem idades representação na escala do mapeamento realizado. A 207Pb/206Pb de 1888 ± 3 Ma (Costi et al., 2000a), na re- denominação Suíte Intrusiva Água Branca seria reserva- gião da vila Surumu, em Roraima, aproximadamente 500 da aos termos metaluminosos, de tendência cálcio-alcali- km a norte de Pitinga, rochas vulcânicas, também interna. pretadas como pertencentes ao Supergrupo Uatumã, têm Com base em dados obtidos em novos trabalhos de idade U-Pb de 1966 ± 9 Ma (Schobbenhaus et al., 1994), mapeamento e geocronologia, Almeida et al. (2002, 2003) 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 denomi- denominação de Suíte Intrusiva Mapuera (Veiga Jr. et nadas de Grupo Surumu. Os dados indicam a não con- al., 1979). Segundo esses autores, a Suíte Intrusiva Ma- temporaneidade das duas unidades vulcânicas, evidenci- puera seria constituída por sienogranitos e, subordinada- ando que o Supergrupo Uatumã necessita melhor carac- mente, monzogranitos. Mineralogicamente são compos- terização, pois, nos moldes amplos em que foi definido, tas por feldspato potássico, plagioclásio e quartzo, tendo seria formado por mais de uma série magmática, não ne- biotita como a principal fase máfica. Geoquimicamente cessariamente contemporâneas (DallAgnol et al. 1987, são rochas alcalinas a subalcalinas. 1994, 1999a; Lamarão et al. 2002, 2005). Ilustra essa Santos et al. (2002a) apresentam idade U-Pb de 1871 dificuldade o fato de as rochas vulcânicas do Grupo Su- ± 5 Ma para o Granito Abonari, aflorante ao longo da rumu serem cálcio-alcalinas (andesitos, dacitos e riodaci- BR174, a sudoeste da mina Pitinga, o que o relaciona à tos), enquanto as do Grupo Iricoumé aflorantes na região Suíte Mapuera. Outros exemplos de plutons também per- de Pitinga provavelmente são alcalinas (riolitos, traquitos, tencentes a essa suíte são o Charnockito Jaburu, locali- raros dacitos), indicando que a geração destas unidades zado aproximadamente 80 km a norte da área da mina ocorreu em ambientes tectônicos distintos ou está relaci- Pitinga, com idade U-Pb de 1873 ± 3 Ma (Santos et al., onada a fontes distintas. A hipótese foi retomada por Reis 2002a), e granitóides deformados, amostrados nas proxi- & Fraga (1996), Fraga et al. (1997), Reis et al. (2000) e midades do Rio Alalaú (Santos et al., 2002a), que têm Santos et al. (2000), a partir das novas determinações idades em torno de 1868 Ma. geocronológicas U-Pb e Pb/Pb em zircão. Reis & Fraga O conceito original da Suíte Mapuera envolve sua li- (1996) e Reis et al. (2000) assumem que o vulcanismo gação genética com as rochas vulcânicas do Grupo Iri- Surumu está relacionado com os granitóides cálcio-alca- coumé e, portanto, as duas unidades deveriam mostrar linos da Suíte Intrusiva Pedra Pintada (idade 207Pb/206Pb idades próximas. Esta correlação pode ser admitida nos em zircão de 2005 ± 45 Ma; Almeida et al., 1997) e não casos em que as rochas plutônicas mostram idades em com granitos da Suíte Saracura, relacionados ao evento torno de 1,87 Ga e as extrusivas de 1,88 Ga. Com relação Uatumã, na classificação de Santos (1982). à mina Pitinga, os plutons Madeira, Água Boa e Europa, Na porção sul do Escudo das Guianas, os granitóides datados por Costi et al. (2000), são significativamente genericamente considerados como anorogênicos (tipo A) mais jovens (idades em torno de 1,82 Ga, ver adiante) do e interpretados como equivalentes plutônicos das rochas que as suas encaixantes vulcânicas (1,88 Ga), o que in- vulcânicas do Grupo Iricoumé, eram agrupados sob a valida 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 Por analogia, a Suíte Intrusiva Abonari foi considera- nova suíte, denominada Suíte Madeira (Figura 2). Os de- da como mais jovem que a Formação Urupi (Veiga Jr. et mais plutons graníticos ocorrentes na mina Pitinga conti- al. 1979, Costi et al. 1984). Entretanto, as relações de nuam relacionados à Suíte Mapuera, como proposto inici- contato observadas entre essas unidades são escassas e almente (Veiga Jr. et al., 1979), situação que poderá mo- inconclusivas. A idade obtida em amostra do Granito Abo- dificar-se em vista dos trabalhos em andamento visando nari coletada na sua localidade-tipo, foi de 1871±5 Ma determinar suas idades, também objetivo de tese de dou- (Santos et al. 2002a), idade tipicamente atribuída à Suíte toramento atualmente em execução por J.M.T. Ferron. Mapuera. Portanto, a Suíte Abonari permanece pobre- A unidade estratigráfica seguinte compreende uma mente definida e caracterizada, tornando qualquer tenta- seqüência de sedimentos flúvio-eólicos continentais e ro- tiva de correlação, no atual estágio de conhecimento da chas piroclásticas, que Veiga Jr. et al. (1979) denomi- região, muito problemática. naram de Formação Urupi. Segundo estes autores, a O último evento ígneo da região relaciona-se ao mag- Formação Urupi é informalmente correlacionada ao matismo básico alcalino potássico da Formação Seringa, Supergrupo Roraima, sendo composta por arenitos ar- do Mesoproterozóico. São diabásios, basaltos e raros an- coseanos, quartzo-arenitos e siltitos, com intercalações desitos, formando derrames extensos, cuja gênese é rela- de rochas piroclásticas finas na sua porção de topo. cionada a processos distensivos de escala crustal. Araújo Deste modo, seu posicionamento estratigráfico é base- Neto & Moreira (1976) apresentam idades K-Ar em hor- ado na correlação feita com seqüências de rochas simi- nblenda de 1079±18 e 1090±13 Ma para rochas desta lares, que apresentam relações de contato discordante unidade. com as rochas vulcânicas do Supergrupo Uatumã, como é o caso do Supergrupo Roraima. Porém, tais relações III. GEOLOGIA DA MINA PITINGA de contato não foram verificadas no caso da Formação Urupi na região. A área da mina Pitinga é formada predominantemen- Rochas básicas toleíticas da Formação Quarenta Ilhas te por rochas vulcânicas do Grupo Iricoumé e por grani- diabásios, gabros e diferenciados ácidos são intrusi- tos anorogênicos da Suíte Madeira (Figura 3). vas nas rochas sedimentares da Formação Urupi, sendo Segundo Costi et al. (2000a), a unidade mais antiga correlacionadas ao magmatismo básico Avanavero (Me- da área da mina Pitinga é o Grupo Iricoumé, com idade soproterozóico) por Veiga Jr. et al. (1979). Santos et al. 207Pb/206Pb em zircão de 1888±3 Ma. Schobbenhaus et (2002b) citam idade U-Pb de 1780 ± 3 Ma para essa al. (1994) apresentaram datação U-Pb preliminar para unidade, provavelmente determinada por SHRIMP em rochas vulcânicas da mina Pitinga. Todavia, as frações baddeleyita. analisadas por estes autores não permitiram a definição A unidade seguinte seria representada pelos granitos precisa da sua idade, provavelmente por várias delas se- alcalinos anorogênicos, meta a peraluminosos, raramente peralcalinos, denominados Granito Abonari (Araújo Neto & Moreira, 1976) e redefinidos como Suíte Intrusiva Abo- nari (Veiga Jr. et al., 1979). Incluiria sieno a feldspato alcalino-granitos, com termos monzograníticos subordinados, equigranulares de granulação grossa a média ou por- firíticos. 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 Vene- zuela (Gaudette et al., 1978). Idades próximas às do Gra- nito 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. 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 Tabela 1 Quadro geocronológico da mina Pitinga 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 existen- te entre o Grupo Iricoumé e os granitos Madeira e Euro- pa, que estes granitos não são intrusões subvulcânicas relacionadas às rochas extrusivas. Eles propuseram a in- clusão dos granitos Europa, Madeira e Água Boa, da Pro- víncia Pitinga, em uma nova unidade litoestratigráfica, denominada Suíte Madeira. 1 SHRIMP II U-Pb; 2 SHRIMP II 207Pb/206Pb; 3 Ar-Ar em micas; 4 207Pb/206Pb Grupo Iricoumé por evaporação em zircão; Zr zircão; rt rocha total;

É a unidade de maior extensão na área da mina Pitin- Daoud & Fuck, 1990; Teixeira et al., 1992; Borges, 1997; ga. É composta por lavas e piroclásticas ácidas, com com- Costi et al., 2002). No Granito Madeira a mineralização posições predominantemente riolíticas a quartzo-traquíti- primária em Sn ocorre disseminada na fácies albita-gra- cas e raros riodacitos. nito, enquanto no Granito Água Boa a mineralização pri- As rochas extrusivas apresentam estrutura cataclás- mária relaciona-se a greisens e epissienitos sódicos, de- tica, sendo cortadas por vênulas e fissuras preenchidas talhando-se a seguir os aspectos da geologia desses plu- por epidoto, calcita, clorita e quartzo, evidenciando os pro- tons. cessos hidrotermais induzidos pelas intrusões graníticas ou por reativações dos aparelhos vulcânicos. Granito Madeira Além do fraturamento, outra característica marcante nas rochas vulcânicas da região é a constante presença O Granito Madeira é um stock alongado na direção de enclaves de rochas vulcânicas básicas a intermediári- SW-NE (Figura 6) e apresenta quatro fácies, distintas em as, interpretadas como prováveis glóbulos de magma termos petrográficos, geoquímicos e metalogenéticos. As máfico, sugerindo processos de mingling e o envolvimen- relações temporais e espaciais entre as fácies, tal como to de magmas básicos na história evolutiva do vulcanis- no Granito Água Boa, foram determinadas principalmen- mo. As rochas piroclásticas são principalmente tufos de te com base em relações de campo, apoiadas por dados granulação fina, com estruturas de fluxo bem preserva- adicionais obtidos durante a extensa etapa de sondagem das. Apresentam-se menos fraturadas do que as vulcâni- realizada no Granito Madeira. cas e raramente mostram enclaves distinguíveis macros- A fácies precoce é composta por anfibólio-biotita-sie- copicamente. nogranito, equigranular a porfirítico, ocorrendo ao longo das bordas noroeste, nordeste e sudeste do stock. A par- Suíte Madeira tir dos trabalhos pioneiros executados no Granito Madei- ra (Carvalho Filho et al., 1984; Horbe, 1991; Horbe et Na área da mina Pitinga foram delimitados três plu- al., 1985), estas rochas têm sido historicamente agrupa- tons graníticos alcalinos, incluídos na Suíte Madeira. O das sob a denominação de granito rapakivi. São com- de maior extensão superficial é o pluton Água Boa, se- postas essencialmente por feldspato potássico pertítico, guido pelos plutons Europa e Madeira (Figuras 4, 5). quartzo e plagioclásio, acompanhados por biotita, horn- O Granito Europa situa-se a noroeste da área da mina, blenda, zircão, fluorita e opacos. Estas rochas também em região tornada reserva indígena, atualmente inacessí- apresentam localmente fenocristais ou cristais de felds- vel para pesquisa geológica. O conhecimento sobre este pato potássico envolvidos por coroa de plagioclásio, defi- granito é limitado, sabendo-se que é um batólito semicir- nindo texturas rapakivi características e mais comuns do cular (Figura 4), composto por feldspato-alcalino-grani- que no Granito Água Boa. Nos tipos porfiríticos a matriz tos contendo biotita e riebeckita, portanto peralcalinos. apresenta abundantes intercrescimentos micrográficos, Não foram encontradas mineralizações de Sn associadas sendo também comuns os intercrescimentos simplectíti- a este granito. cos entre biotita e anfibólio. Por estas características tex- Tanto o Granito Madeira quanto o Granito Água Boa turais, indicativas de cristalização em níveis crustais rela- apresentam mineralização primária de Sn (Horbe et al., tivamente rasos, é provável que esta fácies represente 1985, 1991; Daoud & Antonietto Jr., 1985; Daoud, 1988; 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 encla- branquiçadas, também de granulação fina, que provavel- ves de composição granítica é uma feição comumente mente representam cristais de feldspato potássico. São observada nestas rochas. Os enclaves são de dimensões observados também enclaves porfiríticos com colorações centimétricas, apresentando bordos difusos e formas em esverdeadas, compostos por feldspatos, quartzo e epido- geral arredondadas. O tipo mais freqüentemente obser- tos, provavelmente derivados de rocha vulcânica inter- vado é uma rocha porfirítica de coloração avermelhada mediária. clara e matriz de granulação muito fina ou afanítica, en- A fase seguinte é um biotita-feldspato alcalino-granito volvendo cristais arredondados e disseminados de quart- equigranular de granulação média ou grossa, composto zo de granulação fina, bem como formas anédricas es- 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, do metaluminoso e o segundo variando de meta a peralu- conferindo à rocha caráter hipersolvus. A biotita é o úni- minoso. co varietal presente, sendo um termo rico em ferro, pro- As fácies tardias do Granito Madeira são representa- vavelmente annita. As fases acessórias são fluorita, opa- das por feldspato alcalino-granito porfirítico hipersolvus, cos, zircão e topázio. O biotita-granito é intrusivo na fáci- com afinidades peralcalinas, e albita-granito subsolvus. es rapakivi, apresentando enclaves de dimensões centi- As relações de contato do feldspato alcalino-granito métricas a métricas deste último. porfirítico hipersolvus com as fácies precedentes não são Geoquimicamente, tanto o anfibólio-biotita-sienogra- visualizadas em campo, já que a maior parte de sua ocor- nito quanto o biotita-granito são alcalinos, o primeiro sen- rência 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 8 Relações de contato entre o granito porfirítico hipersolvus (GPH) e o albita-granito, fácies de borda (ABGb): Figura 7 Mapa geológico da fácies albita-granito, Granito (a) Enclaves do GPH (centro da foto, sob o martelo) em albita- Madeira granito. (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 rela- tricos, compostos predominantemente por feldspato po- ções observadas indicam que os magmas formadores tássico pertítico ou quartzo ou micas. O albita-granito de dessas rochas foram colocados simultaneamente e coe- núcleo ocorre intercalado aos veios e bolsões, observan- xistiram em estado parcialmente líquido, admitindo-se, em do-se também um nível, que é característico do depósito, conseqüência, que o albita-granito tem idade similar à do composto por feldspato alcalino-granito hipersolvus albi- granito hipersolvus (Costi et al. 2000a). tizado. O feldspato alcalino-granito porfirítico hipersolvus é O albita-granito de núcleo transiciona para uma rocha uma rocha de cor cinza claro a cinza rosado claro com avermelhada, geoquimicamente peraluminosa, definida pontuações pretas, aspecto maciço, muitas vezes fratu- como albita-granito de borda, que ocorre ao longo dos rado. Ao longo do contato oeste com a subfácies de bor- contatos com as rochas encaixantes (Figura 7). O albita- da do albita-granito, o feldspato alcalino-granito hipersol- granito de borda é formado essencialmente por quartzo, vus tem cor vermelho escuro, devido à oxidação por flui- feldspato potássico e albita, com proporções acessórias dos hidrotermais. de fluorita, zircão, clorita, cassiterita, hematita e columbi- Ao longo de seus contatos com o albita-granito, o fel- ta. O albita-granito de borda é interpretado como origina- dspato alcalino-granito porfirítico hipersolvus pode apre- do por autometassomatismo do albita-granito de núcleo, sentar modificações texturais e mineralógicas causadas que teve sua mineralogia peralcalina modificada por ação por processos metassomáticos de epissienitização e albi- de fluidos residuais. Evidências texturais indicativas de tização. O feldspato alcalino-granito hipersolvus epissie- dissolução de fases primárias, formando cavidades pre- nítico foi amostrado em furo executado nas proximidades enchidas por fases tardias, bem como a substituição de da borda oeste do Granito Madeira, ao longo do seu con- criolita, micas e pirocloro apóiam essa interpretação. tato com o albita-granito. O feldspato alcalino-granito hi- As duas subfácies apresentam em planta áreas de dis- persolvus epissienítico apresenta-se com cor vermelho tribuição semelhantes, mas a subfácies de núcleo ocupa, escuro, granulação fina a média, aspecto maciço, desta- de acordo com dados obtidos nas sondagens, maior volu- cando-se, macroscopicamente, a ausência ou escassez me, perfazendo aproximadamente 70% do albita-granito. de quartzo, o que leva a classificá-lo como epissienito, Espacialmente, a subfácies de borda envolve a subfácies neste caso potássico. O feldspato alcalino-granito hiper- de núcleo, de modo que, excetuando áreas muito restritas solvus albitizado foi identificado em porções intermediá- a nordeste e sudeste, a quase totalidade dos contatos do rias e finais de vários furos profundos executados para a albita-granito com as demais fácies do pluton ocorre atra- exploração da fácies albita-granito. Essa rocha está pre- vés da subfácies de borda (Figura 7). sente, de modo descontínuo, ao longo dos contatos basais Ambas subfácies têm grande importância metaloge- do albita-granito ou, subordinadamente, intercalada a ele nética, por conterem mineralização disseminada, princi- na parte central do corpo. palmente de estanho, mas também de nióbio e tântalo A fácies albita-granito ocupa a parte central do pluton (Teixeira et al., 1992; Costi et al., 2000a). Madeira. Apresenta em planta forma aproximadamente ovalada, com eixo maior próximo de norte-sul, medindo Granito Água Boa cerca de 2 km, e eixo menor, leste-oeste, em torno de 1,5 km (Figura 7). O Granito Água Boa tem forma aproximadamente elíp- Em função de diferenças petrográficas, geoquímicas tica, alongada segundo a direção NE-SW e é intrusivo e metalogenéticas, Horbe et al. (1991) dividem o albita- em rochas vulcânicas e piroclásticas (Figura 3). As prin- granito em duas subfácies, denominadas albita-granito de cipais características petrográficas e geoquímicas do ba- núcleo e albita-granito de borda (Figura 7). tólito (Daoud & Antonietto Jr., 1985, Daoud 1988, Horbe O albita-granito de núcleo é a fácies predominante, et al. 1991, Lenharo et al. 1997; Lenharo 1998) são resu- consistindo em uma rocha acinzentada, peralcalina, com- mindas a seguir. posta por albita, quartzo, feldspato potássico e, subordi- O Granito Água Boa é constituído por quatro fácies nadamente, por criolita, zircão, polilitionita, riebeckita, pi- petrograficamente distintas, cuja ordem de colocação é rocloro, mica escura rica em Fe, cassiterita e magnetita. depreendida das suas relações de campo. Apresenta teores elevados de F, revelados por seu ex- A fácies precoce é um biotita-feldspato alcalino-gra- pressivo conteúdo modal de criolita (Na AlF ), que ocor- nito de granulação média ou grossa, que ocorre ao longo 3 6 re disseminada ou formando um excepcional depósito lo- das bordas noroeste e sudeste do batólito, em faixas com calizado na parte central do stock, a cerca de 100 m de largura de algumas centenas de metros. Esparsamente profundidade. O depósito tem espessura máxima de cer- mostra fenocristais de feldspato potássico com coroas de ca de 200 m, sendo formado por um conjunto de veios e plagioclásio (textura rapakivi), sendo, em função disso, bolsões de criolita envolvidos por níveis pegmatóides mé- designado historicamente como granito rapakivi (Daoud

406 Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia

& Antonietto Jr., 1985). É composto mineralogicamente capaz de gerar reservas de grande porte (Daoud 1988). por(a) feldspato potássico pertítico, oligoclásio e quartzo, com Neste(b) modelo os veios de greisen mapeados na área re- proporções subordinadas de biotita e anfibólio e acessóri- presentariam as raízes da cúpula. Em 1992, o Grupo Pa- as de fluorita, zircão, opacos e apatita. ranapanema deu início a um programa de sondagem ro- A fácies colocada a seguir é um biotita-granito porfirí- tativa na borda oeste do pluton Água Boa, objetivando tico, com fenocristais de feldspato potássico euédricos e avaliar as ocorrências de greisens filoneanos detectados matriz de granulação fina, que também forma faixas alon- em superfície quando da abertura de frente de lavra alu- gadas e estreitas, dispostas próximo das bordas do corpo vionar. A malha de sondagem situa-se na área de ocor- (Figura 3). É uma rocha hololeucocrática, composta es- rência da fácies rapakivi, sendo composta por vinte e três sencialmente por feldspato potássico pertítico, quartzo e furos verticais dispostos em área retangular de aproxi- plagioclásio, com proporções muito baixas de biotita, an- madamente 500 metros de comprimento por 400 metros fibólio, fluorita e opacos. de largura. A seguir, deu-se a colocação da fácies de maior ex- Os contatos dos greisens com as rochas encaixan- tensão superficial do corpo, que é um biotita-feldspato tes geralmente são bruscos, segundo ângulos de 45º e alcalino-granito equigranular, composto por feldspato 60º. Nos furos estudados, os greisens ocorrem interdi- potássico mesopertítico, quartzo e plagioclásio. Juntamente gitados com granitos greisenizados e/ou rochas hidro- com o topázio-granito, as rochas desta fácies são hospe- termalizadas, podendo formar zonas contínuas e ho- deiras das principais mineralizações estaníferas do batólito. mogêneas, com espessura máxima de 5 metros, ou A última fácies é representada por um topázio-granito vênulas milimétricas a centimétricas encaixadas nos porfirítico, situado em zona alongada na porção central granitos (Borges, 1997). do corpo. É composto por fenocristais de quartzo e feldspato potássico em matriz de granulação fina rica em albi- IV. PETROGRAFIA DE ROCHAS ENCAIXAN- ta e topázio (Lenharo et al., 1997). Os máficos são re- TES DAS MINERALIZAÇÕES ESTANÍFE- presentados por rara biotita e os acessórios por zircão, RAS PRIMÁRIAS fluorita e opacos. O topázio ocorre tanto como fase mag- mática primária como em agregados intersticiais, aparentemente formados por substituição de feldspatos. Granito Madeira As rochas do Granito Água Boa variam de metaluminosas a peraluminosas (Horbe et al., 1991; Lenharo, Anfibólio-biotita-sienogranito (fácies rapakivi) 1998), plotando no campo dos granitos tipo A (Whalen et al., 1987) e no de granitos intraplacas (Pearce et al. Aspectos macroscópicos (1984). A mineralização primária de Sn no Granito Água Boa Os anfibólio-biotita-sienogranitos, designados como (Figura 6) ocorre em três estilos: (1) em quartzo-greisens fácies rapakivi, são rochas isótropas com texturas que com cassiterita, alojados ao longo de falhas que cortam o variam de porfiríticas a seriadas, colorações em tons de biotita-feldspato alcalino-granito; (2) em siderofilita- castanho avermelhado escuro com manchas pretas ou topázio greisens e clorita-fengita greisens, desenvolvidos verde escuro. A matriz possui granulação fina ou caráter na fácies granito rapakivi, próximo ao contato com as ro- afanítico e engloba fenocristais arredondados ou angula- chas vulcânicas encaixantes (Borges, 1997); (3) em cor- res de feldspato potássico de granulação grossa (5 a 10 pos lenticulares de epissienitos sódicos enriquecidos em mm), e agregados de minerais máficos anédricos. De Sn (Costi et al., 2002), formados em zonas modo geral, o aspecto dessa fácies, no Granito Madeira, metassomaticamente alteradas a partir da fácies biotita- corresponde ao de granito pórfiro. granito. A mineralização relativa ao primeiro tipo é de volume restrito e descontínua. As relativas aos tipos (2) e Aspectos microscópicos (3) são mais expressivas, tendo sido estudadas com mais detalhe. Os anfibólio-biotita-sienogranitos do Granito Madeira Apesar de ainda não serem viáveis em termos econô- são constituídos essencialmente por feldspato potássico micos, as mineralizações são importantes porque tipos si- (60-75%), quartzo (20-30%) e plagioclásio (aproximada- milares podem ter sido a fonte primária de parte expres- mente 10%), mostrando biotita e anfibólio como fases siva dos depósitos secundários lavrados na província varietais, e clinopiroxênio, zircão, fluorita, opacos, titanita (Daoud, 1988; Costi et al., 2002). A cassiterita dos depó- e apatita como acessórios. sitos aluvionares do Granito Água Boa seria proveniente A textura varia de seriada a porfirítica, sendo definida da erosão de cúpula granítica intensamente greisenizada, 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 micro- pretas disseminadas, apresentando variações para tonali- gráficos de granulação fina, que envolve cristais de fel- dades róseas amareladas ou acinzentadas. É composta dspato potássico de granulação média a grossa, cristais essencialmente por feldspato potássico e quartzo, con- anédricos de quartzo, lamelas de biotita e cristais prismá- tendo proporções subordinadas de biotita, único mineral ticos de anfibólio. O desenvolvimento de mantos de pla- máfico identificável macroscopicamente. gioclásio sódico em torno de cristais de feldspato potássi- co é característico. O manto de plagioclásio geralmente Aspectos microscópicos é irregular em espessura, freqüentemente descontínuo, distinguindo-se do feldspato potássico por apresentar as- O biotita-feldspato alcalino-granito é composto por pecto turvo. O feldspato potássico também apresenta man- feldspato potássico pertítico (55-60%), quartzo (30-35%), teamento por intercrescimentos granofíricos que se dis- plagioclásio (0-10%) e biotita (1-5%), contendo, ainda, tribuem irregular e descontinuamente ao longo de suas proporções acessórias de albita, fluorita, zircão, opacos, bordas, e transicionam em termos de granulação para a topázio e anatásio. Os conteúdos de plagioclásio são mui- matriz. Biotita e anfibólio, juntamente com opacos, zir- to variáveis, raramente ultrapassando 10% da rocha e cão, apatita, titanita e fluorita, constituem agregados em havendo número significativo de amostras onde se en- forma de ninhos onde são comuns intercrescimentos sim- contra ausente ou ocorre em proporções inferiores a 5%. plectíticos. O arranjo textural é granular hipidiomórfico, domina- O feldspato alcalino corresponde a uma pertita (Smith do por cristais anédricos a subédricos de feldspato potás- & Brown, 1988), que se apresenta em cristais anédricos, sico e quartzo de granulação média, com o feldspato pode contornos irregulares e bordas difusas. O quartzo ocor- tássico apresentando dimensões entre 1 e 3 mm ou, local- re como cristais de granulação fina a média, de contor- mente, maiores do que 5 mm. As rochas porfiríticas apre- nos arredondados ou anédricos angulosos, exibindo extin- sentam matriz composta por cristais anédricos de felds- ção ondulante moderada a incipiente. O plagioclásio é com- pato potássico e quartzo, de granulação fina (0,2 a 0,5 parativamente escasso, desenvolvendo cristais subédri- mm), envolvendo fenocristais de feldspato potássico e cos, tabulares curtos de bordos irregulares e difusos, ou quartzo de granulação média a grossa (entre 2 e 4 mm, indivíduos anédricos, intersticiais ao feldspato potássico. raramente maiores do que 6 mm). O feldspato potássico A biotita apresenta-se como cristais lamelares curtos, de apresenta aspecto turvo, em geral densamente impreg- cor marrom escuro a marrom esverdeado, com incipiente nado por fases microgranulares e desenvolve microfissu- substituição por cloritas e opacos. O anfibólio forma cris- ras e microcavidades (poros) secundárias. tais subédricos a anédricos curtos, sendo provavelmente O feldspato alcalino mesopertítico é a fase dominante uma variedade rica em Fe da família das hornblendas. nesta fácies. Ocorre em cristais isolados, anédricos a Normalmente apresenta zonação, com o núcleo do cristal subédricos, ou em agregados formados pela justaposição mostrando cores mais claras e os bordos mais escuros. de vários indivíduos. Os contatos com quartzo são níti- Localmente o anfibólio apresenta-se como coroas de há- dos, retilíneos ou côncavo-convexos bilaterais, ao passo bito quelifítico, em torno de um núcleo de clinopiroxênio que os contatos mútuos entre cristais de feldspato alcali- com características óticas semelhantes às da augita ou no são difusos e quase invariavelmente marcados pelo aegirina-augita. O anfibólio também mostra formas poi- desenvolvimento de albita intergranular, sendo muito co- quilíticas, englobando cristais finos de zircão, apatita e mum a formação de coroas trocadas (Smith, 1974; Haa- opacos. As fases acessórias são representadas por zir- pala, 1977; DallAgnol, 1980). cão, apatita, fluorita e titanita, todas de granulação fina. Quartzo e plagioclásio são de granulação fina a mé- Zircão, apatita e titanita desenvolvem formas euédricas, dia, com dimensões geralmente entre 0,6 e 2 mm. O pla- ao passo que a fluorita é anédrica, intersticial e, geral- gioclásio desenvolve cristais tabulares curtos, ocorrendo mente, incolor. na forma de indivíduos parcialmente túrbidos devido à substituição por sericita e pela presença de grande nú- Biotita-feldspato alcalino-granito mero de inclusões microgranulares, que se espalham por todo o cristal. Seus contatos com feldspato potássico são Aspectos macroscópicos difusos ou embaiados e freqüentemente observam-se cristais irregulares ou corroídos de plagioclásio envolvidos por O biotita-feldspato alcalino-granito do stock Madeira manto ou franja de feldspato potássico pertítico. A biotita é uma rocha leucocrática isótropa de aspecto maciço, apresenta-se em cristais lamelares curtos (<2 mm) e com equigranular com granulação média ou, menos comumen- pleocroísmo variando de marrom avermelhado a marrom te, grossa, com tipos porfiríticos subordinados. A colora- amarelado ou marrom esverdeado, sugerindo ser uma ção predominante é avermelhada clara com pontuações 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, A matriz é de granulação fina ou, mais raramente, fina desenvolvidos preferencialmente ao longo de suas cliva- a média, sendo composta principalmente por grãos ané- gens. Seus cristais comumente arranjam-se em agrega- dricos de feldspato potássico e quartzo, localmente em dos, aos quais juntam-se opacos, fluorita, raro zircão e intercrescimentos micrográficos pouco salientes. O fel- um mineral de cor azul metálico escuro e relevo muito dspato é pertítico, mostrando lamelas sódicas largas, em elevado, possivelmente anatásio. A fluorita ocorre em cris- forma de ribbons, lamelas finas dispostas em densos ar- tais anédricos intersticiais, geralmente incolores ou com ranjos em forma de teia ou, ainda, lamelas em remendos leves tonalidades violáceas, e com um grande número de com aspecto similar ao da albita chessboard. O quartzo inclusões fluidas. A granulação de seus cristais é fina a mostra extinção plana, contornos angulares e aspecto lím- média, com dimensões variando entre 0,2 e 1,5 mm. pido. Na matriz também ocorrem cristais de mica escura, provavelmente da família da annita, em agregados de la- Feldspato alcalino-granito hipersolvus porfirítico melas curtas. Sua cor é marrom com tons avermelhados quando sã. Normalmente, porém, as lamelas de micas Aspectos macroscópicos estão alteradas e substituídas por clorita, fluorita e opacos. Às concentrações de mica juntam-se cristais anédri- O feldspato alcalino-granito hipersolvus é uma rocha cos finos de fluorita incolor e cristais de zircão de granu- de textura porfirítica, com fenocristais de feldspato po- lação fina. Em algumas lâminas raros cristais euédricos tássico de granulação média a grossa (2-3 mm < Ø < 5-8 de pirocloro e cristais prismáticos alongados de anfibólio mm) e matriz de granulação fina a média, composta es- sódico também foram observados. sencialmente por feldspato potássico e quartzo. O plagio- clásio presente resume-se a albita, que ocorre na forma Feldspato alcalino-granito hipersolvus porfirítico oxide pertitas desenvolvidas no feldspato potássico ou como dado e/ou epissienitizado albita intergranular de origem tardia. Estas característi- cas composicionais e texturais definem o caráter hiper- O feldspato alcalino-granito porfirítico hipersolvus afe- solvus da rocha. tado por processos de epissienitização é composto essencialmente por feldspato potássico, que perfaz em média Aspectos microscópicos 90% da rocha, com proporções subordinadas de quartzo secundário, fluorita, clorita, opacos e cassiterita. A rocha O feldspato alcalino-granito hipersolvus é composto apresenta textura granular fina ou média, com pouca va- essencialmente por feldspato potássico pertítico e quart- riação granulométrica. Os feldspatos potássicos mostram zo, com proporções acessórias de biotita, fluorita, opacos impregnação por microgrânulos avermelhados, possivel- e zircão. Em algumas amostras foi observada a presença mente óxidos de ferro, o que lhes confere, e também a de raros cristais de pirocloro e/ou de anfibólio sódico, pro- toda a seção, aspecto fortemente turvo. vavelmente do grupo da riebeckita. O feldspato potássico é subédrico ou anédrico, em geral Observam-se, por vezes, os contornos automorfos de com contornos arredondados, sem pertitas ou inclusões. cristais de feldspato potássico precoces, envolvidos por Localmente apresenta substituição por sericita. Alguns feldspato potássico mais tardio e menos automorfo, am- cristais desenvolvem-se a partir das bordas de cavida- bos mostrando continuidade ótica. Tem-se também no des, crescendo em direção ao seu centro e apresentando interior do feldspato alcalino formas difusas e moderada- formas euédricas (adulária?). O quartzo é de origem se- mente alteradas, com contatos irregulares, interpretadas cundária e tardia, preenchendo cavidades formadas por como representando restos de cristais de plagioclásio par- dissolução do quartzo magmático e, possivelmente, de ou- cialmente absorvidos. Tal feição, freqüente em granitos e tras fases primárias da rocha. Seus cristais apresentam sienitos hipersolvus, pode traduzir o início da cristalização contornos irregulares, freqüentemente amebóides, ou exi- do líquido no domínio de estabilidade do plagioclásio, pas- bem bordos com extremidades agudas, aspecto límpido e sando, com o abaixamento da temperatura, ao domínio da extinção normal. A fluorita é um acessório freqüente, apre- solução sólida dos feldspatos alcalinos, quando haveria sentando-se em cristais violáceos ou incolores, anédri- tendência de reabsorção do plagioclásio, a qual nem sem- cos, ora preenchendo cavidades, ora disseminada junto pre é completa (Tuttle & Bowen, 1958; DallAgnol, 1980). aos feldspatos. A clorita é subordinada, apresentando-se O quartzo ocorre em fenocristais euédricos com faces em agregados em leque ou irregulares. A cassiterita é bem desenvolvidas, extinção plana e aspecto límpido, ocor- escassa, subédrica ou anédrica, mostrando zonação marca- rendo isolados ou formando agregados. Freqüentemente da por alternância de faixas em tons de vermelho escuro mostra evidências de dissolução parcial, com a formação e vermelho amarelado claro. de embaiamentos ou reentrâncias em forma de meio cír- culo.

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Feldspato-alcalino granito hipersolvus albitizado, ao outros aluminofluoretos. O zircão apresenta-se como cris- longo do contato com o albita-granito tais de granulação média a fina, moderada a fortemente turvos e zonados. A esfalerita mostra formas anédricas, Nesta variedade de feldspato alcalino- granito porfirí- compondo massas de cor acinzentada escura associadas tico hipersolvus, a albitização do feldspato potássico pri- ao preenchimento de cavidades junto ao quartzo e albita. mário é o processo metassomático mais evidente e gene- Os minerais do grupo do pirocloro são muito raros, mos- ralizado. Feições texturais originadas por dissolução de trando cristais de granulação muito fina, euédricos, geral- fases primárias tais como quartzo, micas e feldspatos, mente inclusos em quartzo. relacionadas, em geral, com processos de epissienitiza- ção desenvolvidos em diferentes intensidades, também Granito Água Boa são relativamente comuns. Finalmente, tem-se muitas vezes nessas rochas evidências de interação com o albi- Anfibólio-biotita-granito (fácies rapakivi) ta-granito, que se reflete igualmente em modificações texturais e mineralógicas no feldspato alcalino-granito hiper- A fácies rapakivi do Granito Água Boa é representa- solvus. da por rochas maciças, de aspecto homogêneo e colora- As texturas são complexas em função da ação isola- ção cinza-rosa, equigranulares ou inequigranulares, com da ou conjugada dos processos de albitização e epissieni- textura geralmente seriada e raramente porfirítica. Tex- tização, que levam a diferentes graus de modificação das turas rapakivi, similares às descritas em Sederholm (1928), texturas primárias. Um fator adicional de complicação se Vorma (1971) e Rämo & Haapala (1995), além de inter- apresenta quando a interação do feldspato alcalino-gra- crescimentos granofíricos, são freqüentemente observa- nito hipersolvus com fluidos derivados do albita-granito é dos. Petrograficamente, suas composições modais vari- mais intensa. Isso leva à introdução, no feldspato alcali- am entre anfibólio-biotita-feldspato alcalino-granito e sieno-granito hipersolvus, de fases que são típicas do albita- nogranitos. granito, resultando rochas com características texturais e O granito rapakivi é composto essencialmente por fel- mineralógicas mistas entre ambos. dspato potássico pertítico (47-60%), quartzo (20-40%), Nas amostras transicionais, a textura do feldspato al- plagioclásio (3-16%), biotita (2-10%) e anfibólio (0-3%) calino-granito hipersolvus modifica-se notavelmente. Iden- (Lenharo, 1998). Várias amostras não apresentam anfi- tificam-se zonas onde predomina o arranjo textural típico bólio. Os minerais acessórios incluem fluorita, zircão, opa- do albita-granito e a ocorrência de suas fases mineralógi- cos, apatita, titanita, clorita, sericita e carbonatos. Textu- cas características, tais como zircão de granulação mé- ralmente são observadas auréolas descontínuas de oligo- dia, criolita e ripas de albita, ao lado de zonas de textura clásio envolvendo feldspato potássico (textura rapakivi), equigranular com feldspato albitizado, similares ao felds- bem como, subordinadamente, auréolas de feldspato po- pato alcalino-granito porfirítico hipersolvus. A passagem tássico circundando plagioclásio (textura anti-rapakivi). de um tipo para o outro se dá normalmente através de O feldspato potássico pertítico é anédrico ou euédri- faixas estreitas, marcadas por fraturas ou fissuras para- co, observando-se, geralmente, o desenvolvimento de lelas ao contato, preenchidas por material terroso aver- coroas trocadas (Ramberg, 1962) de albita entre seus melhado escuro, provavelmente óxidos de ferro. Todavia cristais adjacentes. Os cristais de plagioclásio são subé- também são comuns locais onde a interação entre os dois dricos ou euédricos e geralmente mostram um núcleo mais tipos de rochas tende a ser mais intenso, não se verifi- cálcico. O quartzo é subédrico ou anédrico, ocorrendo cando fraturas ou contatos bruscos nos testemunhos e também em cristais vermiculares intercrescidos com fel- seções delgadas observados. Nestes casos, em geral a dspato potássico (textura granofírica). A biotita ocorre textura da rocha resultante é seriada e observa-se uma como lamelas de cor marrom a verde escuro, intersticiais fração mais fina, constituída por ripas de albita, acompa- ao quartzo e feldspatos ou substituindo parcialmente cris- nhada por zircão, criolita e mica azulada, envolvendo fra- tais de anfibólio. Contém inclusões de zircão, minerais ção mais grossa, onde predominam cristais de feldspato radioativos (com halos pleocróicos), opacos, fluorita e potássico parcial ou inteiramente substituídos por albita apatita. O anfibólio é de cor verde a marrom-amarelado chessboard. pálido e ocorre como agregados essencialmente associa- Zircão, criolita, esfalerita, e os minerais do grupo do dos à biotita. A fluorita é intersticial, comumente associa- pirocloro ocorrem disseminados e mostram a morfologia da a biotita, anfibólio e opacos. característica que exibem no albita-granito. Criolita é rara, Os principais aspectos de alteração incluem sericiti- ocorrendo associada a fraturas ou em preenchimento de zação do plagioclásio, coroas trocadas de albita, substi- cavidades. Seus cristais são anédricos com contornos tuição de biotita por titanita e hematitização do feldspato. angulares e freqüentemente mostram-se substituídos por

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Biotita-granito porfirítico fino branca, sericita, fluorita, óxido de ferro e topázio. Albita, muscovita e fluorita substituem biotita e preenchem pe- A fácies biotita-granito porfirítico fino é interpretada quenas cavidades. Sericita ocorre substituindo micas e como uma borda de resfriamento da fácies biotita-granito plagioclásio. (Lenharo, 1998). As suas rochas são de cor rosada, inequigranulares com matriz de granulação fina a muito fina Topázio-granito porfirítico e fenocristais de quartzo arredondado (até 3 mm) e feldspatos tabulares (até 1 cm). Localmente os fenocristais As rochas da fácies topázio-granito porfirítico são de de feldspato são zonados, com coloração branca e auré- coloração branca acinzentada a rosada, porfiríticas, ge- olas externas avermelhadas. Pequenos xenólitos máficos ralmente com fenocristais de quartzo arredondados e fel- (3 a 15 cm de diâmetro) são encontrados no biotita-grani- dspatos tabulares (0,5 a 3 cm de comprimento). A matriz to porfirítico fino. é homogênea, de granulação fina e composta de quartzo, Petrograficamente, a fácies biotita-granito porfirítico feldspatos e biotita. Em algumas amostras são observa- fino é composta por fração de granulação grossa ou mé- das texturas granofíricas. O topázio-granito contém zo- dia composta por: 1) cristais de feldspato potássico pertí- nas ou manchas de granulação grossa, constituídas por tico, quartzo e plagioclásio; e 2) agregados de cristais de quartzo, mica e fluorita, e é cortado por veios compostos feldspato potássico pertítico com exsolução de albita ou por quartzo e mica (greisen). de plagioclásio mais rico em Ca envolvido por grãos de feldspato potássico pertítico (textura anti-rapakivi). Os Petrografia das rochas encaixantes das mineraliza- fenocristais perfazem cerca de 21% da rocha (Lenharo, ções estaníferas associadas ao Granito Água Boa 1998). A matriz é de granulação média ou fina, composta por feldspato potássico pertítico (22-40%), quartzo (30- Encaixantes dos greisens estaníferos da área do Iga- 42%), plagioclásio (4-16%) e biotita (3-4%) (Lenharo, rapé Guinho-Baixão 1998). A biotita é de coloração marrom a verde, ocorrendo em lamelas finas intersticiais aos feldspatos, parcial- Os greisens estaníferos estão espacialmente associa- mente substituídas por mica branca e sericita. Fluorita, dos à fácies granito rapakivi (Borges, 1997), sendo defi- opacos e zircão estão geralmente associados à biotita. nidos em testemunhos de uma malha de sondagem realizada na borda oeste do Granito Água Boa (Figura 6). A Biotita-granito encaixante dos greisens é uma rocha cinza a cinza rosada, isótropa, que exibe textura piterlítica grossa, com fe- As rochas desta fácies são homogêneas, maciças, de nocristais ovóides, grossos (até 2 cm) de feldspato potás- granulação variando de fina a grossas e coloração aver- sico em matriz média a fina. A textura piterlítica grada melhada. Modalmente são compostas por feldspato po- localmente para porfirítica ou seriada, grossa a média. tássico pertítico (40-50%), quartzo (35-50%), plagioclá- A composição mineralógica essencial do granito piter- sio (0-20%) e biotita (3-5%) (Lenharo, 1998). Os mine- lítico é feldspato potássico pertítico e quartzo, com plagi- rais acessórios incluem fluorita, opacos, zircão, topázio, oclásio ausente ou muito subordinado. Hornblenda e bio- sericita, carbonatos, clorita e raramente apatita. tita são os máficos varietais; allanita, minerais opacos, O feldspato potássico pertítico é anédrico, ocorrendo zircão, fluorita e apatita são os acessórios, enquanto clo- como cristais equigranulares de granulação média. A den- rita, pistacita e carbonatos são os minerais secundários. sidade de pertitização varia entre 10 e 90% do cristal, Uma das feições mais notáveis associada aos feldspatos porém, em média, situa-se entre 35 e 60%. O quartzo potássicos é o grau variável de albitização a que foram mostra cristais anédricos ou subédricos, localmente submetidos, desenvolvendo texturas tipo chessboard nos intercrescido com feldspato potássico. O plagioclásio estágios mais avançados. O plagioclásio apresenta-se em mostra cristais subédricos de granulação fina ou anédricos grãos subédricos a euédricos, com dimensões entre 0,2 e de granulação grossa, geralmente mostrando núcleos mais 4 mm. Análises em microssonda eletrônica revelaram cálcicos. A biotita é de cor marrom a verde, anédrica e composições variando de An no núcleo a An na borda, 19 14 ocorre como lamelas largas, isoladas, ou estreitas e indicando composição de oligoclásio sódico (Borges, intersticiais. Minerais acessórios (opacos, fluorita, zircão, 1997). Biotita ocorre em agregados de lamelas com di- topázio) ocorrem geralmente associados à biotita. O mensões de 0,2 a 3 mm. Análises químicas em micros- topázio é um acessório freqüente, principalmente nas pro- sonda eletrônica demonstraram que esta biotita é muito ximidades dos contatos com a fácies topázio-granito rica em ferro, pobre em SiO , e com baixa ocupação oc- 2 porfirítico. Os minerais secundários incluem albita, mica taédrica 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 su- termalizada. O biotita-granito é de granulação grossa a bédricos ou euédricos, com dimensões entre 0,1 e 3 mm. média, composto por feldspato potássico mesopertítico e Análises em microssonda eletrônica demonstraram que o quartzo, raro plagioclásio e mica escura, arranjados em núcleo do anfibólio apresenta composição variando de Fe- textura granular seriada. O granito situado abaixo dos hornblenda a hornblenda Fe-tschermakítica, enquanto a epissienitos sódicos é de granulação média, mais intensa- borda tem composição entre hornblenda Fe-edenítica e mente alterado do que o granito encaixante superior, o hornblenda hastingsítica (Borges, 1997). Os minerais opa- que lhe confere cor avermelhada escura, onde as micas cos ocorrem como agregados (± 1 mm) de cristais asso- primárias estão quase totalmente substituídas e os felds- ciados ou inclusos em minerais máficos, ou como produ- patos estão parcialmente greisenizados. tos de suas transformações (hematita ou ilmenita), alojados ao longo dos planos de clivagens de minerais micáce- V. PETROGRAFIA DAS MINERALIZAÇÕES os. O principal mineral é magnetita. Em menores propor- ESTANÍFERAS PRIMÁRIAS ções ocorrem pirita e calcopirita (Borges, 1997). Mineralizações estaníferas primárias associadas Encaixantes dos epissienitos sódicos da área do Iga- ao Granito Madeira rapé Queixada A mineralização estanífera no Granito Madeira ocor- A rocha encaixante dos epissienitos sódicos é um gra- re disseminada nas duas subfácies do albita-granito. As nito granofírico avermelhado, médio a fino, modalmente principais características petrográficas das duas subfáci- classificado como feldspato alcalino-granito. Nesta rocha es estão sumariadas na Tabela 2. Análises modais de o feldspato potássico varia de euédrico médio a anédrico amostras representativas de ambas constam das Tabelas fino. Quartzo ocorre em cristais subédricos médios com 3 e 4, respectivamente. embaiamentos, anédricos finos e em intercrescimentos As duas subfácies têm em comum o fato de serem granofíricos. O plagioclásio apresenta cristais subédricos feldspato alcalino-granitos de caráter subsolvus (Tuttle & substituídos por sericita, fluorita e topázio. As micas pri- Bowen, 1958), tendo como constituintes essenciais quartzo, márias são substituídas por muscovita litinífera, fluorita e albita e feldspato potássico. Apresentam diversas simila- óxidos de ferro ± clorita. Zircão e fases opacas estão ridades texturais, divergindo, porém, em uma série de as- associados às micas alteradas. pectos significativos (Tabelas 2, 3 e 4; Figura 9): O granito granofírico é intrusivo em biotita-granito, 1) O albita-granito de núcleo apresenta conteúdos considerada como a encaixante superior da zona hidro- 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 Ab-Kf (Figura 9), onde as amostras da fácies de um deles, a aproximadamente 30% do total da núcleo concentram-se no centro do diagrama, ao rocha. No albita-granito de borda observa-se au- passo que as da de borda deslocam-se em dire- mento no quartzo modal, compensado pela dimi- ção à aresta Qz-Kf. Algumas amostras do albita- nuição da albita, resultando em razões albita/quart- granito de núcleo, excepcionalmente enriquecidas zo comparativamente menores (<1). Esse con- em albita, deslocam-se em sentido oposto. Embo- traste composicional é evidente no diagrama Qz- ra, a priori, a comparação entre dados modais e

413 Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas

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 H O (Tuttle & 2 Bowen, 1958; Luth et al., 1964) ou H O e dife- 2 rentes conteúdos de F (Manning, 1981, 1982; Pi- chavant & Manning, 1984). Isto não se verifica no caso do albita-granito de borda, que se afasta dessas composições. 2) O mineral de flúor típico do albita-granito de nú- cleo é criolita (Na AlF ), com valores modais 3 6 médios de 5,73%, enquanto no albita-granito de borda é fluorita (CaF ), com teores médios de 2 2,09%. 3) Polilitionita e uma mica escura rica em ferro são Figura 9 Diagrama quartzo (Qz) - albita (Ab) - feldspato fases importantes no albita-granito de núcleo (em potássico (Kf), em proporções modais, para as fácies do média 2,30 e 1,59%, respectivamente); na fácies albita-granito do Granito Madeira. Estão plotados, para com- de borda não ocorre mica ferrífera, polilitionita paração, o ponto mínimo para composições haplograníticas saturadas em H O e 0% de F (Tuttle & Bowen, 1958), e os ocorre esporadicamente, sempre em proporções 2 acessórias, e a clorita é uma fase importante em mínimos, com teores de F de 1%. 2% e 4% (Manning, 1981). muitas amostras. 4) Anfibólio sódico (riebeckita), por vezes com egi- ramentos quanto em testemunhos de sondagem, sendo rina associada, perfaz em média 1,45% do albita- marcantes nas variedades enriquecidas em albita. Tam- granito de núcleo. Tais fases, juntamente com pi- bém é freqüente a ocorrência de bolsões ou porções peg- rocloro [(Na,ETR,Ca) Nb O (OH,F)], típicas de matóides, de dimensões centimétricas a métricas, com- 2 2 6 associações peralcalinas, estão ausentes na fáci- postos por quartzo, feldspatos, micas, criolita e anfibólios. es de borda, onde a fase rica em nióbio é colum- Ao microscópio o arranjo textural predominante no bita [(Fe,Mn)Nb O ]. albita-granito de núcleo oscila entre seriado e porfirítico, 2 6 5) Zircão é uma fase importante nas duas subfácies, havendo passagem transicional de um tipo para outro, em porém seu conteúdo modal médio é mais elevado intervalos muito estreitos, e alternâncias entre eles ao longo na fácies de borda (1,73%) do que na de núcleo do perfil vertical de um mesmo furo de sondagem. As (1,05%). rochas com textura seriada (Figura 10) apresentam gra- 6) Torita e cassiterita estão presentes em ambas nulação variando de fina a média, sendo a fração mais subfácies, sendo a última comparativamente mais fina composta por albita, criolita e várias fases acessóri- freqüente. as, enquanto a fração de granulação média compreende 7) As proporções de opacos são mais elevadas na quartzo e feldspato potássico. As rochas porfiríticas apre- fácies de borda (0,98%), onde provavelmente pre- sentam fenocristais de quartzo de granulação média a dominam cristais de hematita, os quais traduzem grossa, com dimensões variando de dois a seis milíme- a oxidação sofrida pela rocha. No albita-granito tros, e matriz fina composta principalmente por albita, de núcleo tem-se em média 0,48% de minerais feldspato potássico, criolita, polilitionita, mica ferrífera, opacos, representados principalmente por mag- zircão e riebeckita. netita. São comuns, nas diferentes variedades texturais de albita-granito de núcleo, agregados minerais cuja natu- Aspectos texturais e composicionais do albita-grani- reza e arranjo textural indicam serem relacionados com to de núcleo o preenchimento de cavidades ou amígdalas. Estes agregados são formados principalmente por criolita, zircão e Macroscopicamente o albita-granito de núcleo é ro- polilitionita, aos quais podem associar-se albita, riebe- cha holocristalina inequigranular, em geral isótropa, de cor ckita, opacos e cassiterita, e sua origem provavelmente cinza médio com pontuações e manchas pretas. Texturas está relacionada à acumulação de voláteis, exsolvidos de fluxo, reveladas pela orientação preferencial de ripas na forma de bolhas ao longo da cristalização do albita- de albita, lamelas de micas e prismas de anfibólio, foram granito. observadas em diferentes pontos do stock, tanto em aflo-

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 tais se dispõem segundo uma orientação preferencial, in- núcleo é a presença freqüente de textura do tipo snow- dicando a ocorrência de fluxo durante a cristalização da ball (Beus, 1982; Pollard, 1989; Schwartz, 1992; Helba rocha. et al., 1997). Tal textura é exibida mais comumente pelos Feldspato potássico apresenta cristais com formas fenocristais ou cristais mais desenvolvidos de quartzo, euédricas a subédricas e aspecto variando de límpido a sendo definida pela inclusão de ripas de albita dispostas moderadamente turvo. Caracteriza-se, de modo geral, por paralelamente às faces do cristal de quartzo e desenvol- apresentar granulação dominante inferior àquela dos grãos vendo padrões espiralados no seu interior (Figura 11). de quartzo e nitidamente superior à das ripas de albita. Alguns fenocristais isolados ou cristais mais desenvolvi- Seus grãos apresentam, em sua grande maioria, granula- dos de feldspato potássico também apresentam textura ção média (1 a 3 mm), podendo muito localmente apre- snowball, englobando múltiplas inclusões de ripas de al- sentar desenvolvimento excepcional e chegar a formar bita com arranjo característico. Essa feição textural indi- fenocristais euédricos. Seus cristais são ora desprovidos ca que quartzo e, pelo menos localmente, feldspato pode lamelas sódicas, exibindo aspecto homogêneo, ora in- tássico englobaram albita durante o processo de cresci- cipientemente pertíticos, contendo pequena proporção em mento e cristalização. A presença de texturas do tipo sno- volume de lamelas sódicas em forma de finos filmes es- wball tem sido interpretada como evidência de origem parsos. A densidade das lamelas sódicas no feldspato magmática dos albita-granitos (Pollard, 1989). potássico varia verticalmente, com as rochas mais próxi- O albita-granito de núcleo é composto essencialmente mas ao teto da intrusão apresentando feldspatos potássi- por feldspato potássico, albita e quartzo. As fases varie- cos mais homogêneos, ou com pertitização menos desen- tais 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 produ- zidos 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 se- ções 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 Figura 11 Textura snowball em cristal de quartzo do albita- compostos por aglutinação de várias ripas, onde os cris- granito 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 ro- tinação ou coalescência de dois ou mais indivíduos. A chas de cotas mais baixas e mais internas ao corpo (ní- evolução destes aglomerados em geral culmina com a veis inferiores dos furos de sondagem) apresenta maior formação de um único cristal euédrico bipiramidal, ob- densidade de lamelas sódicas. servando-se este processo em todos os seus estágios in- As relações texturais entre os feldspatos não indicam a termediários. Durante a formação e crescimento dos agre- existência de processos de albitização expressivos do fel- gados são englobadas ripas de albita, cristais de criolita, dspato potássico, sendo notável a ausência ou escassez de pirocloro, etc., que se distribuem de maneira aleatória no grãos de albita intergranular e de feições de coroas troca- interior do quartzo. das ao longo dos contatos entre diferentes cristais de felds- Excetuando feldspatos e quartzo, criolita é a fase mo- pato potássico. Esse aspecto distingue claramente o albita- dalmente mais abundante no albita-granito de núcleo (Ta- granito das demais fácies do Granito Madeira. Os contatos bela 2). Forma cristais anédricos, incolores, com birre- entre feldspato potássico e albita são denteados ou lobados fringência e índices de refração extremamente baixos e, por vezes, os cristais mais desenvolvidos de feldspato (Pauly, 1977), os menores dentre todos os minerais trans- potássico apresentam inclusões de albita alinhadas, carac- parentes, superando apenas a villiaumita (NaF). Sua si- terizando a textura snowball e indicando que, nestes ca- metria é monoclínica, mas a birrefringência baixa faz com sos, o feldspato potássico englobou albita durante o pro- que seus cristais aparentem ser isótropos. Apenas em in- cesso de crescimento e cristalização. divíduos mais desenvolvidos pode-se observar seu cará- O quartzo comumente apresenta-se como fenocris- ter biaxial positivo e os vários sistemas de maclas polis- tais de granulação grossa e contornos euédricos, ocor- sintéticas (Pauly, 1978), típicos deste mineral (Figura 12). rendo, com menor freqüência, em agregados policristali- Criolita ocorre sob formas variadas no albita-granito nos irregulares. Suas seções têm sempre aspecto límpi- de núcleo. A mais freqüente é como cristais de granula- do, com extinção ondulante moderada a fraca e tendên- ção fina a média, anédricos e arredondados, dissemina- cia a recuperar completamente toda e qualquer fratura dos na matriz das rochas porfiríticas ou entremeados à ocorrente nos estágios tardi ou pós-magmáticos. Estas albita na fração de granulação mais fina das rochas de fraturas e fissuras ficam assinaladas nos cristais por tri- textura seriada. Seus contatos com albita e feldspato po- lhas formadas por inclusões fluidas secundárias e grânu- tássico são retilíneos a côncavo-convexos, evidenciando los de prováveis minerais opacos. sua cristalização precoce e sua estabilidade dentro da Os fenocristais de quartzo exibem formas variadas de paragênese. A criolita ocorre também como cristais iso- ocorrência. Nas rochas onde a criolita é expressiva, os lados ou formando agregados irregulares a arredondados fenocristais de quartzo comumente desenvolvem textu- de granulação média a grossa, aos quais se juntam zir- ras em peneira, caracterizadas pela presença de diversas cão, cassiterita, torita, micas da família da polilitionita, inclusões arredondadas de criolita de granulação fina a opacos e, ocasionalmente, riebeckita. Devido às suas ca- média dispostas aleatoriamente no interior do quartzo. racterísticas texturais, a formação dos aglomerados é re- Como já mencionado, texturas do tipo snowball também lacionada aos estágios finais de cristalização, sugerindo- são freqüentes no quartzo, constituindo-se em feição se duas possibilidades para a sua origem: a) representam marcante desse mineral e da rocha. O quartzo também cavidades formadas por dissolução, preenchidas por flui- ocorre em agregados policristalinos, formados pela aglu- dos 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, segre- Riebeckita é uma das fases características do albita- gados a partir do líquido que originou o albita-granito de granito de núcleo. A forma mais comum de ocorrência é núcleo. como cristais prismáticos alongados, com intenso pleo- O zircão é mineral de presença constante no albita- croísmo desde azul índigo ou azul esverdeado claro a azul granito de núcleo, perfazendo proporções médias de 1%. escuro profundo. Sob esta forma a riebeckita apresenta- Ocorre como cristais de granulação fina a média, com se associada à criolita ou às micas litiníferas, formando dimensões entre 0,2 a > 1mm e formas euédricas a subé- agregados policristalinos ou preenchendo possíveis cavi- dricas (Figura 13). Seus cristais são invariavelmente tur- dades ou amígdalas. A riebeckita ocorre também como vos, com aspecto esponjoso devido a abundantes inclu- cristais fibrosos aciculares, compondo agregados de con- sões microgranulares opacas. Além disso, comumente tornos aproximadamente circulares, em forma de ninhos. apresentam inclusões de ripas de albita, grânulos de crio- Apresenta-se ainda como cristais poiquilíticos, localmen- lita, opacos, micas, torita e fluorita (Figura 13). Estas ca- te com dimensões superiores a 10 mm, que englobam fel- racterísticas texturais indicam cristalização bastante tar- dspatos, quartzo, criolita, zircão, pirocloro, opacos e mi- dia, refletindo o caráter peralcalino do líquido que origi- cas, indicando sua cristalização tardia. Por vezes, a rie- nou o albita-granito de núcleo. Este tipo de zircão é refe- beckita mostra substituição parcial por cristais granula- rido na literatura como malacom ou cirtolita, em virtude res anédricos ou aciculares ou por agregados maciços de de ser hidratado e parcialmente alterado (Dana & Ford, egirina. 1932). Os minerais da família do pirocloro apresentam-se em As micas litiníferas são da família da polilitionita. Apre- cristais euédricos a anédricos de granulação fina, com sentam-se como cristais subédricos a euédricos com re- cores variando de amarelo limão claro a amarelo escuro levo moderado e pleocroísmo fraco a moderado, varian- com tonalidades avermelhadas ou vermelho escuro. Ocor- do de incolor a azul claro. São relativamente freqüentes rem disseminados na fração de granulação mais fina da em um mesmo cristal variações de incolor a cinza claro rocha, em meio à albita e aos demais minerais acessórios ou azul pálido, sugerindo um zoneamento. ou inclusos em quartzo e, eventualmente, feldspatos. As micas escuras são tipos ricos em ferro, ocorrendo A cassiterita apresenta cristais com granulometria em cristais lamelares estreitos, alongados segundo [001]. muito variável, desde muito fina até grossa, predominan- Apresentam indivíduos de pleocroísmo forte a moderado, do os cristais de granulação fina a média. Suas formas variando em tons de verde escuro a marrom esverdeado geralmente são subédricas, sempre mostrando zonação ou marrom amarelado claro a marrom alaranjado. Seus definida pela alternância de faixas irregulares de colora- cristais habitualmente são anédricos, com bordos irregu- ção vermelho amarelado e vermelho escuro. A cassiteri- lares devido a reações que acontecem principalmente ao ta geralmente ocorre em grãos isolados entre os demais longo de seus contatos com albita, sugerindo reequilíbrio constituintes da fração de granulação fina do albita-gra- nos estágios finais de cristalização ou pós-magmáticos. nito de núcleo, mas algumas vezes forma agregados jun- Estas reações são observadas em diferentes estágios e tamente com criolita, zircão, riebeckita, polilitionita e mica culminam com a corrosão e dissolução parcial da mica, escura. Seu conteúdo modal é muito variável (Tabela 2), que mostra então bordos denteados, escalonados ou em- mas as proporções mais altas são registradas em amos- baiados. tras 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 dia, composta dominantemente por feldspato potássico, de borda albita, zircão, fluorita e opacos (Figura 14). As seções exibem, em geral, aspecto turvo, com todas as fases, ex- Macroscopicamente, o albita-granito de borda é uma ceto quartzo, apresentando grau variável de impregnação rocha holocristalina inequigranular, com tonalidades vari- ou recobrimento por película formada de grânulos submi- ando desde marrom avermelhado a castanho avermelha- croscópicos, provavelmente de óxidos e/ou hidróxidos de do escuro ou vermelho escuro, sempre mostrando man- ferro, que lhes confere uma tonalidade avermelhada mui- chas e pontuações pretas ou verde escuro. Estrutural- to característica. mente é isótropa e de aspecto maciço. Outro aspecto textural notável é a freqüente presença Sua textura é porfirítica, evidenciada pela ocorrência de sobrecrescimentos nos cristais de quartzo, os quais de matriz fina envolvendo uma fração percentualmente tendem a invadir e substituir diferentes fases minerais em subordinada, de granulação média a grossa, composta por contato com esse mineral ou nele inclusas. Há evidências fenocristais de quartzo, geralmente arredondados, e con- texturais de reabsorção parcial de cristais de albita em centrações de minerais máficos. Fraturas estreitas são contato com grãos de quartzo, os quais tendem a ocupar preenchidas por minerais tardios (quartzo, fluorita, clorita o espaço deixado pela albita. Também é comum o desen- e sulfetos). volvimento de grãos de quartzo, em geral associados a O albita-granito de borda é composto essencialmente outras fases, substituindo pseudomorficamente seções por quartzo, feldspato potássico e albita (Tabela 3). Zir- alongadas de micas ricas em ferro. cão, fluorita e opacos apresentam conteúdos modais ex- São freqüentes também as feições texturais relacio- pressivos em todas as amostras analisadas e clorita ocor- nadas à dissolução de fases primárias (Figura 14b), for- re na maioria delas. Micas incolores fengíticas, comu- mando cavidades irregulares que são preenchidas por mente com restos de lamelas de polilitionita associadas, quartzo secundário, albita, clorita e, eventualmente, fluo- também são abundantes em algumas amostras. Cassite- rita e opacos. rita, torita e columbita são fases acessórias bastante fre- Processos de substituição envolvendo micas ricas em qüentes, ao passo que xenotímio, galena, esfalerita e ura- ferro são marcantes no albita-granito de borda, onde esta ninita são mais raras. A identificação de columbita, gale- fase encontra-se inteiramente desestabilizada e substitu- na e uraninita foi realizada através da interpretação de ída por clorita ou por associações de quartzo + hematita seus espectros de raios-X, obtidos por EDS acoplado a ou albita + fluorita + hematita. Constata-se, de modo ge- microscópio eletrônico de varredura. ral, intensa oxidação da mica rica em ferro. O albita-granito de borda apresenta, ao microscópio, Evidências de greisenização incipiente, reveladas pela arranjo textural predominantemente porfirítico, com fe- presença de micas fengíticas, em geral substituindo os nocristais de quartzo de granulação média a grossa, com feldspatos, assim como pelo desenvolvimento de clorita e dimensões variando de dois a maiores do que cinco milí- quartzo secundários, também são relativamente freqüen- metros, englobados por matriz de granulação fina a mé- tes 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 almente passam a apresentar birrefringência um pouco de borda mais elevada e vários de seus cristais acusam caráter ótico biaxial negativo, indicando o início da substituição As transformações mineralógicas e petrográficas que por outros aluminofluoretos, provavelmente thomsenoli- caracterizam a zona de transição entre o albita-granito ta. Com o avanço do processo desaparecem as maclas de núcleo e o albita-granito de borda são definidas por: características da criolita e a fase que a substitui apre- 1. desestabilização de criolita, principal fase portadora senta cristais com relevo e birrefringência cada vez mais de F no albita-granito de núcleo, substituída inicial- elevados e aspecto superficial liso (Figura 15). Nos está- mente por outros aluminofluoretos, e evoluindo até gios mais avançados da substituição da criolita observa- a formação de fluorita no albita-granito de borda; se o início da estabilização da fluorita, cuja abundância 2. desestabilização dos minerais do grupo do piroclo- cresce progressivamente, até tornar-se a única fase por- ro, fases portadoras de Nb no albita-granito de nú- tadora de F ocorrente na rocha. cleo, até a formação de columbita no albita-granito Quando o conjunto acima é intemperizado ou afetado de borda; por fluidos, provavelmente de origem meteórica, os mine- 3. desestabilização das micas ferríferas do albita-gra- rais de substituição da criolita são alterados e pseudo- nito de núcleo e sua progressiva substituição por morfisados por massas compostas por minerais zeolíti- riebeckita, mica litinífera, criolita e opacos e, pos- cos, que se arranjam em agregados granulares incolores teriormente, por clorita + fluorita ou quartzo + opa- ou levemente amarelados (Figura 16). Nos agregados os cos, fases estáveis no albita-granito de borda; minerais zeolíticos dispõem-se em forma de leques ca- 4. pigmentação da rocha por microgrânulos opacos, racterísticos, podendo, por sua vez, ser substituídos por que se espalham por toda a superfície da seção, argilominerais. que adquire aspecto turvo. Concomitante aos estágios intermediários de substi- Estes processos são graduais ao longo das zonas de tuição da criolita ocorre também a desestabilização dos transição, identificáveis macroscopicamente tanto em minerais do grupo do pirocloro, até sua substituição total amostras de superfície quanto em testemunhos de furos por columbita. de sondagem. Macroscopicamente são evidenciados pela mudança na coloração do albita-granito de núcleo, que Mineralizações estaníferas primárias associadas passa inicialmente a apresentar cores acinzentadas mais ao Granito Água Boa claras, tendendo para tons amarelados a dourados. Com a progressão do processo, a rocha começa a exibir pon- As mineralizações estaníferas primárias associadas ao tuações e manchas avermelhadas claras até tomar colo- Granito Água Boa ocorrem vinculadas a greisens e epis- ração francamente avermelhada no seu final. sienitos sódicos. Os dados aqui apresentados, referentes Microscopicamente, o estágio precoce da transição é a estas rochas, baseiam-se, respectivamente, em Borges indicado pela desestabilização de criolita. Nas etapas ini- (1997, 2002) e Costi et al. (1996a, 1996b, 1997, 2002). ciais do processo o aspecto do mineral permanece em Borges et al. (2003) apresentaram estudo detalhado em grande parte inalterado, com seus cristais continuando microssonda eletrônica das composições dos principais incolores, com relevo baixo e de aspecto rugoso. Gradu- 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 albita- granito de núcleo e albita-granito de borda. (a) Nicóis paralelos. (b) Nicóis cruzados; largura da imagem - 4 mm)

Feições mesoscópicas e macroscópicas dos greisens Para a apresentação e discussão dos dados petrográ- e epissienitos potássicos ficos, foram selecionados: o furo F2 (Figura 17), representativo da zona de ocorrência do greisen 1; o furo F21 Aspectos gerais (Figura 19), representativo da zona de ocorrência do greisen 2; e o furo F12 (Figura 20), representativo da zona de Para o estudo petrográfico detalhado dos greisens, ocorrência do greisen 3. foram selecionados oito furos provenientes de malha de sondagem exploratória. A amostragem foi iniciada abaixo Descrição macroscópica do furo F2 da interface saprólito-rocha sã, procurando-se cobrir os principais intervalos representativos dos greisens e suas No furo F2 (Figura 17), a partir da interface saprólito- rochas encaixantes. Com base no estudo petrográfico rocha sã (18,51 m), foi amostrado um granito pórfiro a (Borges, 1997, 2002), distinguiram-se três tipos de grei- porfirítico, de cor marrom clara a escura, com fenocris- sens: tais médios englobados por proporção variável de matriz a) greisen 1 (Gs1): é uma rocha de cor preta a cinza fina. A rocha ocorre sob a forma de dique, em contato clara, com textura granular média, composta es- brusco com um granito piterlítico, sendo observadas bor- sencialmente por quartzo, topázio, siderofilita mar- das de resfriamento no granito pórfiro. A seguir, tem-se o rom e esfalerita, acompanhados por quantidades biotita-granito piterlítico grosso, cinza a cinza rosado, que variáveis de cassiterita, pirita, calcopirita, zircão, é a fácies dominante na borda oeste do Granito Água fluorita, siderita e anatásio; Boa. É uma rocha isótropa, com fenocristais ovóides, gros- b) greisen 2 (Gs2): é uma rocha acinzentada a preta, sos (até 2 cm) de feldspato alcalino, localmente envolvi- de granulação média, composta essencialmente por do por coroas de plagioclásio, em matriz média a fina. A quartzo, fengita e fluorita. Quantidades subordina- textura piterlítica grada localmente para porfirítica ou se- das de siderofilita verde, clorita, topázio, cassiteri- riada, grossa a média. O padrão de fraturamentos obser- ta, esfalerita, rutilo, zircão e pirita complementam vado é muito heterogêneo e, onde mais intenso, o granito a mineralogia; torna-se muito oxidado, com cores avermelhadas a amar- c) greisen 3 (Gs3): é uma rocha verde acinzentada ronzadas. As fraturas são milimétricas, com pequeno es- escura a verde clara, com textura granular média, paçamento entre si e, normalmente, estão preenchidas constituída essencialmente por quartzo, fengita e por quartzo, fluorita e clorita em proporções variáveis. clorita, com quantidades subordinadas de cassite- Entre 24,68 m e 29,90 m ocorre a zona greisenizada (ZG), rita, pirita, galena, esfalerita, zircão, rutilo, berilo e constituída por intercalação de greisens e granitos grei- fluorita. senizados (Figura 18). Estes últimos foram afetados pe- Um dos aspectos macroscópicos mais característicos las transformações hidrotermais, porém em grau menor dos greisens é sua distribuição em zonas verticais bem que os greisens, e apresentam cores cinza amarelado a definidas, onde a transição para as rochas encaixantes é cinza rosado. O greisen 1 é uma rocha de densidade re- marcada por granitos greisenizados no caso do greisen 1; lativamente alta (2,75 a 2,93 g/cm3). Apresenta zonas de por granitos avermelhados fortemente oxidados e hidro- predominância modal de topázio ou siderofilita ao longo termalizados no caso do greisen 2; e por epissienitos po- do perfil vertical (Figura 18), o que lhe confere caráter tássicos no caso do greisen 3.

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 Descrição macroscópica do furo F21 encaixantes dos greisens. O retângulo marcado corresponde à zona greisenizada, detalhada na Figura 18. As setas marcam No furo F21 (Figura 19), a partir da interface saprólito- as profundidades dos testemunhos de sondagem, e indicam a rocha sã (22,08 m), ocorre um granito rapakivi cinza localização de amostras com análises petrográficas. LD: rosado, grosso, com clorita. Aos 25,40 m esta rocha grada lâmina delgada; GRP: granito rapakivi; GPF: granito pórfiro; para granito vermelho, grosso a médio, intensamente GfcGs: granito fracamente greisenizado; Gs1: greisen 1. oxidado e com substituição de clorita por hematita. Entre 36,25 e 43,17 m ocorre intervalo de maior deformação zonado. Macroscopicamente, as rochas mais ricas em si- rúptil e intensa oxidação do granito rapakivi avermelhado. derofilita mostram cor cinza escura a preta, enquanto as Aproximadamente no centro deste intervalo (39,03 41,08 enriquecidas em topázio têm coloração cinza clara. Em m), ocorre uma rocha rosada intensamente 27,47 m ocorre uma vênula ou bolsão de quartzo leitoso + hidrotermalizada, com pouco quartzo, albitização do K- clorita + sulfetos, com contatos algo difusos com o grei- feldspato, e com ocorrência de albita + fluorita em sen. Da base da zona greisenizada até o final do furo, cavidades. Esta rocha é interpretada como sendo ocorre novamente o granito cinza piterlítico grosso, que, epissienito sódico. Aos 52,81 m o granito vermelho passa além de biotita, também apresenta hornblenda como má- para o granito cinza, que se estende até a profundidade fico varietal. 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, intervalo de 85,35 a 92,08 m, sendo constituída pela respectivamente, em granito rapakivi oxidado, de cor intercalação entre o greisen 2 e granitos avermelhados vermelha, e em granito cinza, menos hidrotermalizado. com grau variável de greisenização. Entre 72,86 e 85,35 m tem-se granito rapakivi vermelho e Os contatos superior e inferior da zona são bruscos. acastanhado, grosso, com hornblenda e biotita, em zona O greisen 2 é uma rocha cinza esverdeada escura, grossa muito fraturada. Associação de clorita + fluorita + rutilo a média, rica em quartzo, fengita e fluorita, com + opacos + esfalerita + carbonatos preenche pequenas quantidades menores de clorita, siderofilita verde e cavidades nestas rochas. A zona greisenizada abrange o 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 localiza- ção 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 ranjado, intemperizado e muito fraturado. O granito está intervalo de granito rapakivi avermelhado, seguido por em contato brusco com rocha epissienítica de coloração granito rapakivi cinza grosso com biotita e hornblenda, vermelha a alaranjada. Esta rocha é formada por felds- onde observa-se albita chessboard substituindo o feldspato pato alcalino pertítico, plagioclásio sericitizado e cavida- potássico. des abertas ou preenchidas por albita + argilominerais (?) + quartzo + hematita + zircão. Considera-se que esta ro- Descrição macroscópica do furo F12 cha resultou inicialmente da dessilicificação do granito, sendo genericamente designada como epissienito potás- No furo F12 (Figura 20), abaixo da interface sapróli- sico (Borges, 2002). Em estágio subseqüente houve de- to-rocha sã (20,95 m), foi amostrado granito rosado a ala- posição 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 tem-se a zona greisenizada (ZG), constituída por interca- para um granito avermelhado oxidado e muito fraturado, lação do greisen 3 e epissienitos potássicos ± greiseniza- produto de intensa oxidação do granito cinza piterlítico, dos (Figura 21). no qual os minerais máficos primários foram substituídos Os contatos superior e inferior da ZG com os epissie- por clorita. Vênulas preenchidas por quartzo + argilomi- nitos são bruscos. Os epissienitos potássicos acham-se, nerais (?), cavidades abertas e níveis milimétricos bre- geralmente afetados por deformação rúptil ou mesmo bre- chados são comuns em todo o intervalo. O granito grada chados, sendo, neste caso, constituídos de fragmentos an- novamente para epissienito potássico avermelhado inten- gulosos a subangulosos de feldspatos muito fraturados e samente fraturado e oxidado. Entre 49,93 m e 57,63 m 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 sen a topázio-quartzo-greisen, respectivamente. As amos- branca. O greisen 3 tem textura granular média xeno- tras da ZS ocupam principalmente o campo IV, com algu- mórfica e é uma rocha porosa, com baixa densidade (2,41 mas no campo V, correspondendo a topázio-mica-quart- a 2,74 g/cm3). Ele ocorre em dois níveis distintos, apre- zo-greisen com variação para mica-quartzo-greisen, se- sentando variações mineralógicas. No nível superior da gundo os critérios de Kühne et al. (1972). Por outro lado, ZG a rocha tem coloração verde clara e predominância as duas amostras mais ricas em siderofilita da ZS ocu- de fengita sobre clorita (zona rica em fengita), enquanto pam os campos VIII e IX, correspondendo, respectiva- no nível inferior o greisen tem cor verde acinzentada es- mente, a quartzo-topázio-mica-greisen e quartzo-mica- cura e mostra predominância de clorita sobre fengita (zona greisen. Estas amostras pertencem a zonas de contato do rica em clorita). Entre 49,93 m e 51,60 m ocorre nível de greisen com granitos greisenizados, onde o Gs1 é extre- greisen muito oxidado e friável, bastante fraturado, com mamente rico em siderofilita. manchas ocres e verde claras, que provavelmente cor- Nestes greisens o quartzo desenvolve cristais anédri- responde à zona rica em fengita. cos, comumente fraturados, com 0,2 a 4,5 mm. Nos con- Abaixo da ZG, o epissienito potássico apresenta-se tatos com granitos greisenizados observam-se texturas muito fraturado e oxidado, e tem aspecto poroso dado por de dissolução em minerais como albita, feldspato potássi- muitas cavidades abertas (Figura 21). Quando preenchi- co e micas, com posterior substituição por quartzo, resul- das, as cavidades mostram associação de quartzo + clori- tando em mosaicos de grãos com contatos interdigitados. ta + hematita (?) + fluorita + argilominerais (?). Esta ro- O topázio ocorre principalmente em massas ou agre- cha apresenta contato inferior brusco com granito equi- gados, na forma de prismas curtos, fraturados, com di- granular fino, rosado. Abaixo deste foi amostrado somente o granito piterlítico avermelhado, pouco fraturado e oxidado.

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 se- ção delgada. A classificação dos greisens foi baseada na abundância relativa dos seus principais constituintes mi- neralógicos. 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 con- Figura 22 Distribuição dos greisens associados ao Granito tato com as encaixantes, os greisens são relativamente Água Boa no diagrama triangular de Kühne et al. (1972, enriquecidos em siderofilita, enquanto nas porções mais modificado). O vértice representado pelas micas, no diagra- centrais se enriquecem em topázio (Figura 18, Tabela 5). ma original, foi adaptado para os filossilicatos (siderofilita Estes níveis foram denominados de zona rica em sidero- + fengita + clorita), em função das particularidades filita (ZS) e zona rica em topázio (ZT), respectivamente. mineralógicas observadas nas amostras estudadas. Gs1: No entanto, os dois minerais não são mutuamente exclu- greisen 1; Gs2: greisen 2; Gs3: greisen 3; ZS: zona rica em siderofilita; ZT: zona rica em topázio; ZF: zona rica em fengita; sivos e ocorrem associados ao longo de todo o intervalo ZC: zona rica em clorita. O campo demarcado corresponde da zona greisenizada estudada. às amostras da ZS nos contactos do Gs1 com os granitos Na Figura 22 as amostras da ZT distribuem-se princi- greisenizados, onde o enriquecimento em siderofilita é extre- palmente ao longo do campo III, com algumas no campo mamente alto. As amostras do furo 21 (F21) são as mais II, e são classificadas como mica-topázio-quartzo-grei- 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 cassiterita mais avermelhada é causado pela presença de (Tabela 5) indicam que nas amostras onde o topázio é baixos teores de Ti e Nb, enquanto a cassiterita incolor é mais abundante há sensível diminuição no conteúdo de quimicamente mais pura (Borges et al., 2000; Costi et siderofilita, observando-se nesses casos feições de subs- al., 2000b). tituição com a formação de contatos côncavo-convexos A esfalerita ocorre em dois tipos textural e entre esses minerais (Figura 23a). Em zonas mais fratu- composicionalmente distintos: (a) em cristais de cor radas ocorre uma população de topázio de granulação vermelho escuro (Figura 23d), relativamente mais ricos muito fina (< 0,05 mm), o que confere um aspecto saca- em ferro, e (b) em grãos ocre/laranja, quimicamente mais róide à rocha. Nestas zonas, o topázio pode substituir até pobres em ferro. Esta última ocorre em cavidades, mesmo quartzo. associada à clorita e pirita (Figura 23e) e aparentemente A siderofilita constitui agregados de lamelas subédri- está vinculada à geração mais tardia na seqüência cas a euédricas, com dimensões entre 0,3 e 1,2 mm e paragenética do Gs1. pleocroísmo entre marrom claro e creme (Figura 23a,b,c). A pirita se apresenta em agregados de grãos euédricos Apresenta-se parcialmente substituída por clorita verde a subédricos, seguidamente associada à esfalerita e/ou oliva, principalmente próximo a vênulas tardias. cassiterita. Localmente é substituída por clorita verde oliva, A cassiterita ocorre disseminada e apresenta-se sob gerando pseudomorfos. Nesses agregados também se duas formas: (a) em cristais anédricos a subédricos, observam, mais raramente, lamelas finas de mica branca. marrom avermelhados a incolores (>1 mm), associados a O zircão normalmente ocorre em prismas curtos ou anatásio, siderofilita, esfalerita e quartzo (Figura 23b), e alongados euédricos, por vezes zonados, com dimensões (b) em grãos anédricos, incolores a vermelho pálido (<1 médias de 0,25 mm. mm), associados ou inclusos em topázio, quartzo, esfalerita, O carbonato, provavelmente siderita, é intersticial, com calcopirita e siderofilita parcialmente cloritizada (Figura dimensão média de 0,3 mm, associado preferencialmente 23c). Uma textura particular, associada ao tipo (b), é a à pirita e/ou esfalerita. ocorrência da cassiterita em delgadas coroas descontínuas Inclusões de monazita em anatásio e cassiterita e de ao redor de esfalerita e/ou pirita (Figura 23f). Ambos xenotímio em siderofilita foram detectadas em microscó- apresentam zonação composicional irregular, do tipo em pio eletrônico de varredura e são responsáveis pela for- manchas, e pleocroísmo discreto. O zoneamento da mação 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) elas apresentam algumas similaridades texturais, e ocorrem associadas nos testemunhos de sondagem. Uma das O Gs2 é uma rocha de granulação média, xenomórfi- principais características petrográficas destas duas rochas ca a hipidiomórfica. O quartzo é nitidamente predomi- é a ocorrência de quartzo poligonalizado preenchendo nante, ocorrendo como cristais anédricos e, juntamente cavidades de dissolução (Figuras 25c, f). com os filossilicatos e fluorita, forma a mineralogia es- O Gs3 apresenta textura granular média ou fina, com sencial da rocha. A composição do Gs2 é melhor visuali- variações locais para rochas de granulação mais grossa. zada no diagrama modal (Figura 22), onde se constata Na zona greisenizada (ZG) do perfil do furo F12 (Figura seu enriquecimento em quartzo em relação ao Gs3 e 21) também foi detectada zonação mineralógica interna, empobrecimento relativo em topázio, quando comparado definida tanto pela abundância relativa dos filossilicatos, com o Gs1. quanto pela sua distribuição espacial diferenciada ao lon- A siderofilita do Gs2 é verde clara ou escura (Figura go do furo. Assim, na porção superior da ZG ocorre grei- 24a), ocorrendo associada a fengita na forma de inter- sen com predomínio de fengita (zona rica em fengita - crescimentos lamelares (Figuras 24b, d), em proporções ZF), enquanto na porção inferior o filossilicato predomi- menores do que 1% (Tabela 6). Análises químicas indi- nante é clorita (zona rica em clorita - ZC). O subtipo en- cam que ela é relativamente mais enriquecida em Si e Al riquecido em clorita também mostra volume maior de sul- e mais pobre em Fe e F do que a siderofilita marrom do fetos (Tabela 6). Gs1. O principal filossilicato primário do Gs2 é fengita. No diagrama da Figura 22 as amostras da ZF e da ZC Nas áreas de maior oxidação do greisen as micas são se distribuem principalmente no campo IX, com algumas cloritizadas, sendo formada clorita verde escura. Nestes no campo V, e são classificadas como quartzo-mica-grei- agregados de clorita é comum a ocorrência de zircão, sen, com variação para mica-quartzo-greisen, segundo os esfalerita e rutilo, que se dispõem paralelamente às cliva- critérios de Kühne et al. (1972). No caso específico do gens da primeira (Figuras 24e, f). Gs3, o termo mica abrange os filossilicatos de maneira Rutilo, e mais raramente ilmenita (ou ilmeno-rutilo), geral, englobando também clorita. são os minerais de Ti do Gs2. O rutilo apresenta cor amar- Feição textural característica deste greisen é a for- ronzada a esverdeada escura, e seguidamente contém mação de pseudomorfos sobre os componentes primári- inclusões de fluorita e monazita (Figura 24d), que tam- os do granito. Os pseudomorfos são resquícios dos está- bém é inclusão freqüente em cassiterita, na qual causa gios iniciais de greisenização, sendo formados por frag- halos pleocróicos (Figuras 24g, h). mentos angulosos de feldspato alcalino, fraturados e he- A fluorita é a principal fase portadora de F do Gs2, a matitizados, substituídos por agregados compostos por despeito da ocorrência de uma amostra com conteúdos quartzo, clorita, fengita, opacos e, eventualmente, berilo e altos de topázio no furo F13 (Tabela 6). Ocorre tanto em zircão. Além disso, o Gs3 apresenta maior densidade de cristais intersticiais finos, < 1 mm (Figuras 24a, c, g), quanto fraturas, bem como volume considerável de cavidades, em finas inclusões em rutilo. abertas ou preenchidas, o que lhes confere um aspecto A esfalerita é semelhante àquela descrita como tardia microscópico próprio, quando comparado ao Gs1. no Gs1, porém não há dados composicionais para compa- O quartzo ocorre principalmente sob a forma de cris- ração. Comumente, ocorre em meio aos agregados for- tais poligonais (Figura 25c), preenchendo cavidades dru- mados por fengita e clorita, e seus conteúdos modais in- siformes, com dimensões entre 0,4 e 4 mm. Grãos ané- dicam que é o principal sulfeto da associação mineralógi- dricos ocorrem localmente. ca deste greisen, seguida por pirita. A fengita apresenta leve pleocroísmo entre amarelo O zircão ocorre seguidamente euédrico, e em dimen- claro e incolor e suas dimensões variam de 0,3 a 1 mm. sões variáveis, de 1 mm a 50 µm (Figuras 24d, f, g). Ocorre na forma de agregados lamelares finos ou em A cassiterita forma cristais anédricos, com zonação ir- lamelas maiores, bem desenvolvidas, associada com clo- regular e com feições de corrosão (Figuras 24a, g, h). Al- rita, dispostas paralelamente às suas clivagens (Figuras gumas análises químicas indicam que as zonas mais escu- 25a, b). Além da associação com fengita, a clorita (0,4 a ras são resultantes de enriquecimento em Ti. Ocorre co- 1 mm) forma agregados em roseta preenchendo cavida- mumente associada a rutilo (Figura 24d), e apresenta in- des (Figuras 25a, c) ou constitui pseudomorfos sobre fel- clusões de esfalerita e clorita em alguns locais (Figura 24h). dspato potássico (Figura 25e). A cassiterita ocorre disseminada, com dimensões en- Greisen 3 (Gs3) e epissienitos potássicos associados tre 0,3 e 0,7 mm, na forma de agregados. Ocorre sob duas formas: (a) como cristais anédricos ou subédricos, A apresentação das características microscópicas vermelhos escuros a incolores, irregularmente zonados, destas duas unidades é feita em conjunto, uma vez que 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 inclusões arredondadas de calcopirita. A calcopirita tam- subédricos a anédricos, vermelho claro a incolores, irre- bém ocorre em grãos mais grossos, disseminados. gularmente zonados, localmente corroídos, associados a Berilo ocorre em finos cristais euédricos ou subédricos clorita, quartzo e pirita (ZC) (Borges et al. 2000, Costi et associados a quartzo como preenchimento de cavidades. al. 2000b). Os conteúdos modais são maiores do que em O rutilo ocorre em cristais prismáticos a quadráticos muito Gs1 (Tabela 6). finos (5-10 µm), em meio aos intercrescimentos de clorita A pirita é modalmente expressiva em diversas amos- e fengita, enquanto que o zircão é mais grosso (150-200 tras da zona rica em clorita. Em geral seus cristais são µm), sempre muito fraturado e em geral euédrico. euédricos, com dimensões médias de 0,6 mm, muitas ve- Os epissienitos potássicos apresentam cristais de zes ocorrendo associados com cassiterita. Em alguns lo- feldspato potássico pertíticos extensamente hematitizados cais acha-se parcialmente dissolvida, sendo seu lugar ocu- e fraturados. Nas zonas de maior fraturamento o pado por fengita. epissienito potássico encontra-se brechado, resultando em Algumas amostras apresentam teores apreciáveis de texturas onde cristais angulosos de feldspato potássico galena associada aos demais sulfetos do greisen. Rela- hematitizados e cloritizados encontram-se cimentados por ções texturais sugerem que a galena é mais precoce do quartzo secundário (Figura 25g). Nas zonas em que estas que a pirita. A primeira normalmente apresenta pequenas rochas também foram greisenizadas, o feldspato potássico

(a) (b) (c)

(d) (e) (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

(d) (e) (f)

(g) (h)

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 30 a 40 metros de espessura (Figura 26). Estas rochas quartzo, formando pseudomorfos na rocha resultante ocorrem em biotita-feldspato alcalino-granito (fácies bio- (Figura 25h). Estes pseudomorfos também são comuns tita-granito), em uma zona lenticular controlada por fa- no Gs3, principalmente na zona rica em clorita, em que lhas (Costi et al., 2002). agregados de clorita substituem cristais angulosos de feldspato potássico, mantendo seus contornos originais Descrição macroscópica do furo DH-4 (Figura 25e). O furo DH-4 está representado na Figura 27 (Costi et Epissienitos sódicos associados à fácies biotita- al., 2002). O biotita-granito é encontrado abaixo do sa- granito prólito, no intervalo entre 40,0 e 66,40 m. É uma rocha avermelhada a amarelada, isótropa, com textura seriada Os epissienitos também foram detectados em progra- de granulação grossa ou média, cortada por vênulas del- ma de sondagem rotativa, compreendendo oito furos com gadas (± 30 cm) de granito greisenizado fino. A partir de inclinação de 50° para NE, sob cobertura saprolítica com 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 As fases subordinadas incluem cassiterita marrom registradas ao longo de todo o intervalo (Figura 27) até a avermelhada (Figura 28d), fluorita, zircão subédrico, mi- profundidade de 74,50 m, quando se inicia a transição do nerais opacos e feldspato potássico turvo, que ocorre em granito granofírico médio, avermelhado, mosqueado, agregados irregulares de origem secundária (Figura 28d). para a zona epissienítica. A zona registra progressivo de- Uma geração tardia de quartzo hidrotermal preenche ca- créscimo na granulometria, mudança de cor para verme- vidades e substitui clorita, muscovita e, por vezes, cassi- lho tijolo e conteúdo constante de quartzo. terita. Próximo ao topo da zona epissienítica, o conteúdo O epissienito encontrado no furo DH-4 exibe uma se- qüência 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 epissiení- tica, o furo DH-4 interceptou biotita-granito vermelho, similar ao encontrado no início do furo.

Petrografia microscópica dos epissienitos sódicos e rochas hidrotermalizadas associadas

A albita é o mineral dominante nos epissienitos sódi- cos. Ocorre (1) como substituições do componente pertí- tico dos feldspatos potássicos hospedeiros, formando textura chessboard e (2) como cristais euédricos curtos, lím- pidos (Figura 28a), associados com clorita e muscovita. Ambas as formas de albita têm granulação média, mas o primeiro tipo é comparativamente mais grosso. Evidênci- as 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 Figura 27 Perfil vertical do furo DH-4, representativo dos com a oxidação da clorita. epissienitos sódicos da Malha Queixada. Modificado de Costi et al. (2002).

431 Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas

(a) (b) (c)

(d) 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 hidroter- valho Filho et al., 1984; Horbe et al., 1985, 1991; Ma- mal e relictos de quartzo magmático. Este último aparece cambira et al., 1987; Daoud, 1988; Costi et al., 1995, como cristais corroídos isolados ou em agregados englo- 2000a; Lenharo, 1998; Lenharo et al., 2002, 2003), além bados por muscovita secundária. das pesquisas realizadas internamente pelo Grupo Para- O epissienito micáceo, da base da zona hidrotermal, é napanema. interpretado como produto metassomático derivado do As rochas encaixantes da mineralização de Sn do pluton epissienito sódico. São observados cristais de albita ches- Madeira compreendem as fácies anfibólio-biotita- sboard e restos de cristais de albita secundária, substitu- sienogranito (fácies rapakivi), biotita-feldspato alcalino- ídos por mica verde amarronzada e clorita. Com base nos granito (fácies biotita-granito) e feldspato alcalino-granito elevados teores de Li da rocha, a mica provavelmente é hipersolvus porfirítico (fácies granito porfirítico hipersolvus). zinnwaldita. Fluorita fina é abundante, enquanto esfaleri- As rochas do Granito Madeira mostram característi- ta, zircão e minerais opacos são comuns neste intervalo. cas geoquímicas similares às das suítes de granitos clas- Quartzo e cassiterita não foram observados. Cristais tur- sificados na literatura como anorogênicos, intraplaca ou, vos de feldspato potássico (adulária?) ocorrem próximo genericamente, como tipo A, segundo a denominação pro- do contato com o epissienito potássico. posta por Loiselle & Wones (1979). São rochas com teo- O epissienito potássico é produto da adição hidroter- res de SiO entre 69 e 78%, somatório de álcalis entre 8 e 2 mal de K-feldspato, provavelmente como adulária, que 10%, razões Fe / Fe +Mg em torno de 0,94, e baixos Total Total ocorre como cristais finos, anédricos, ou como cristais conteúdos de CaO, TiO e P O . São também acentua- 2 2 5 grossos a médios, substituindo albita chessboard. Tam- damente enriquecidos em F, Zr, Rb, Y, ao lado de concen- bém são observados albita turva, quartzo, muscovita, clo- trações muito baixas de Ba e Sr (Tabela 7). Tais caracte- rita e mica escura (zinnwaldita?) parcialmente oxidadas. rísticas geoquímicas são as comumente mostradas por Cassiterita é rara. granitóides de afinidade alcalina (Nardi, 1991), fazendo com que se comportem de modo similar aos do grupo dos VI. ESTUDOS PETROQUÍMICOS granitos intraplaca (Pearce et al., 1984), como mostrado nas figuras 29a e 29b. Caracterização Geoquímica do Granito Madeira No diagrama Y vs Nb (Figura 29b) observa-se que as amostras do granito porfirítico hipersolvus formam agru- Geoquímica das rochas graníticas encaixantes da mi- pamentos distintos, dispondo-se em trends contrastantes neralização de sn do granito madeira aos das outras fácies. Isso poderia sugerir a influência de fluidos tardios, devido à interação observada entre esta Devido ao interesse despertado pela mineralização em fácies e a fácies albita-granito, porém reflete mais prova- Sn, as rochas graníticas da mina Pitinga foram alvo de velmente a origem distinta dos magmas formadores dos vários trabalhos de cunho petrológico e geoquímico (Car- 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 Al O , que 2 3 decrescem significativamente nas amostras com teores de SiO mais elevados. Apesar disso, nota-se que o cará- 2 ter peraluminoso tende a ser mais marcado nestas últi- mas amostras (Figura 31b), devido à forte redução nos teores de CaO, causado por fracionamento de anfibólio e Figura 30 Diagrama Zr+Nb+Ce+Y vs. (Na O+K O)/CaO plagioclásio. 2 2 (Whalen et al., 1987), para as rochas graníticas do Granito Os processos de diferenciação por fracionamento de Madeira, que plotam preferencialmente no campo dos granitos fases máficas também são indicados pelo decréscimo nos tipo A. teores de TiO , Fe O (Figura 32a,b) e MgO no sentido 2 2 3T Legenda: anfibólio-biotita-sienogranito (•); biotita-feldspato alcalino- das rochas mais evoluídas. Em ambos os diagramas ob- granito (á); feldspato alcalino-granito hipersolvus (£) serva-se que as amostras da fácies granito porfirítico hipersolvus não acompanham o trend de diferenciação de- portadoras de mineralização em metais raros (Horbe et finido pelas rochas das fácies rapakivi e biotita-feldspato al., 1985). Mesmo sua fácies rapakivi, menos evoluída, alcalino-granito, sugerindo que os processos geoquímicos apresenta razões Rb/Sr elevadas (Figura 33a), que cres- que controlaram sua evolução foram distintos. Este fato cem e atingem valores máximos nas fácies biotita-felds- também é sugerido pelas relações de campo com as de- pato alcalino-granito e feldspato alcalino-granito hipersol- mais fácies, e em especial com a fácies albita-granito, vus. Novamente verifica-se que as amostras do granito conforme descrito em capítulo anterior. porfirítico hipersolvus afastam-se do trend definido pelas Em relação aos elementos-traço, as rochas graníticas demais fácies, formando agrupamento com razões Rb/Sr da mina Pitinga apresentam teores elevados de F, Zr, U, mais elevadas, cuja variação parece estar ligada não so- Th, Zn, Nb, Ta, Rb, Y, Sn, e teores muito baixos de Sr e mente a processos de diferenciação magmática, mas tam- Ba, mostrando serem tipos geoquimicamente evoluídos e bém à influência da ação de voláteis no estágio pós-mag- fracionados (Horbe et al., 1991; Costi et al., 1995), en- mático (Figura 33b), o que é coerente com as relações de quadráveis, na classificação genética proposta por Tis- campo observadas entre essa fácies e a fácies albita- chendorf (1977), como granitos precursores de fácies granito.

2 Metaluminoso Peraluminoso (b) (a) 1.2 mol

1.1

1.0 23 2 2 mol Al O /(Na O + K O) 1 0.9 23 2 2 a Al O /CaO + Na O + K O Peralcalino 0.8 b

1 1.5 68 70 72 74 76 78 80 Al23 O /(CaO + NaO+KO) 2 2 mol SiO2 (%) Figura 31 (a) Diagrama A/CNK vs. A/NK (Maniar & Picolli, 1989) para as rochas do Granito Madeira, mostrando o mol mol caráter metaluminoso do conjunto. (b) Diagrama SiO vs. A/CNK mostrando a tendência para o caráter peraluminoso com 2 mol 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) SiO vs. TiO e (b) SiO vs. Fe O para as rochas do Granito Madeira da Mina Pitinga. 2 2 2 2 3 Legenda: anfibólio-biotita-sienogranito (•); biotita-feldspato alcalino-granito (á); feldspato alcalino-granito hipersolvus (£)

(a) (b)

Figura 33 (a) Diagramas SiO vs. Rb/Sr e (b) F vs. Rb/Sr para as rochas do Granito Madeira da Mina Pitinga. 2 Legenda: anfibólio-biotita-sienogranito (•); biotita-feldspato alcalino-granito (á); feldspato alcalino-granito hipersolvus (£)

Dentre os elementos de alto potencial iônico, a varia- Os padrões de distribuição dos elementos do grupo ção nos teores de Zr demonstra a intensidade e a nature- dos Terras Raras (Figura 35) são caracterizados por for- za dos processos de fracionamento que atuaram nestas tes anomalias negativas de Eu nas três fácies. As amos- rochas. Os teores de Zr são mais baixos nos termos mais tras da fácies anfibólio-biotita-sienogranito (Figura 35a) evoluídos (Figura 34a), indicando a saturação precoce do mostram padrão inclinado, com os elementos Terras Ra- sistema em Zr e o seu comportamento compatível, com ras pesados fracionados em relação aos Terras Raras sua conseqüente remoção através da precipitação de zir- leves. O padrão geral é similar aos apresentados pelas cão, já durante a cristalização da fácies anfibólio-biotita- suítes alcalinas (Nardi, 1991) e pelas suítes de granitos sienogranito. rapakivi da Finlândia (Rämö & Haapala, 1995). O Nb, juntamente com o Ta e Sn, comporta-se como As amostras da fácies biotita-feldspato alcalino-granito um elemento ligeiramente incompatível (Figura 34b), en- (Figura 35b) apresentam padrão semelhante, porém com riquecendo-se levemente na fácies biotita-feldspato al- anomalias de Eu mais pronunciadas e conteúdo de Terras calino-granito, mais tardia. O granito porfirítico hipersol- Raras pesados maior do que na fácies anfibólio-biotita- vus tem comportamento próprio, não seguindo o trend sienogranito. Algumas das suas amostras, provenientes evolutivo sugerido pelas demais fácies. Isso provavelmente de furos realizados nas proximidades dos contatos com a também pode refletir em parte a ação de processos me- fácies albita-granito, são significativamente enriquecidas tassomáticos induzidos pela interação com fluidos prove- em Terras Raras pesados em relação aos leves, o que é nientes da fácies albita-granito. interpretado como causado por efeito de alteração

435 Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas

(a)

(b) (b)

(c)

Figura 34 Diagramas (a) SiO vs.Zr e (b) SiO vs.Nb para as 2 2 rochas graníticas do corpo Madeira da Mina Pitinga. Legenda: anfibólio-biotita-sienogranito (•); biotita-feldspato alcalino- granito (á); feldspato alcalino-granito hipersolvus (£) hidrotermal sobre a fácies biotita-feldspato alcalino-granito por fluidos originados da fácies albita-granito. Figura 35 Diagramas de variação dos elementos do grupo dos terras raras, normalizados por valores condríticos Nas amostras da fácies granito porfirítico hipersolvus (Evensen et al., 1978), para as rochas do Granito Madeira. (Figura 35c), os padrões observados são caracterizados Legenda: anfibólio-biotita-sienogranito (•); biotita-feldspato alcalino- por anomalias de Eu semelhantes às da fácies anfibólio- granito (á); feldspato alcalino-granito hipersolvus (£) biotita-sienogranito. Elementos Terras Raras médios e pesados, porém, são menos fracionados, fazendo com que Caracterização geoquímica do Maciço Água Boa seus padrões sejam menos inclinados. Os efeitos causados pela interação com a fácies albita-granito também Características geoquímicas gerais do Granito Água são notados, com uma amostra apresentando enriqueci- Boa mento nos Terras Raras médios e pesados e leve decrés- cimo em Ce. A remoção de Ce evidencia a atuação de As análises químicas e discussões apresentadas a se- fluidos hidrotermais ricos em voláteis, principalmente F guir baseiam-se em Lenharo (1998). Resultados analíti- (Horbe et al., 1991) nestas rochas. cos referentes a amostras representativas das quatro fá- cies 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 SiO e K O da fácies biotita-granito porfirítico fino apresenta peque- 2 2 (Tabelas 8 e 9), e empobrecido em MgO, CaO, MnO, Al O , na variação, com suas amostras plotando próximo ao li- 2 3 TiO , e P O , em relação às composições médias de Clarke mite dos campos metaluminoso e peraluminoso (Figura 2 2 5 (1992). Os trends de enriquecimento e empobrecimento 37). As amostras do topázio-granito também plotam pró- dos elementos maiores deste maciço são consistentes com ximo a este limite, porém, com nítida tendência para o aqueles observados em granitos estaníferos, segundo a campo peraluminoso. definição proposta por Tischendorf (1977). Em todas as fácies do Maciço Água Boa, os conteú- No Granito Água Boa a evolução da fácies mais dos em álcalis são elevados (Tabela 10), variando de 8,38 precoce (rapakivi) para a mais evoluída (topázio-granito) a 9,05 (% em peso). Da fácies rapakivi para a fácies é marcada pelo aumento de SiO e diminuição em TiO , biotita-granito e para o topázio-granito, as razões K O/ 2 2 2 Al O , Fe O total, MgO, MnO, CaO, K O, P O (Figura Na O apresentam decréscimo associado ao fracionamen- 2 3 2 3 2 2 5 2 36). Por outro lado, os conteúdos de Na O tendem a to de feldspato potássico, levando ao empobrecimento em 2 aumentar neste mesmo sentido (Figura 36g), embora se K O e ao enriquecimento em SiO . A razão molar Na O/ 2 2 2 observe grande dispersão de valores nas amostras do K O mostra que as fácies mais tardias têm excesso de 2 topázio-granito. Na O sobre K O, revelando a tendência de aumento de 2 2 O Granito Água Boa é metaluminoso a ligeiramente Na O e decréscimo de K O. 2 2 peraluminoso (Figura 37). A fácies rapakivi é essencial- O índice agpaítico ([Na O+K O] /Al O ; tabela 2 2 mol 2 3mol mente metaluminosa, com seu índice de saturação em 10), com valores molares em torno de 0,90, mostra que os alumina (ISA) variando de 0,91 a 1,03 e média de 0,95. A granitos são subsaturados em álcalis em relação ao Al O . 2 3 fácies biotita-granito é dominantemente metaluminosa a O índice agpaítico médio mostra leve aumento da fácies ligeiramente peraluminosa, com ISA variando de 0,93 a rapakivi para a fácies biotita-granito e, então, decréscimo 1,01 e média de 0,97. O índice de saturação em alumina

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 Sr e Rb, com o fracionamento de Ba e Sr da fácies pre- natureza peraluminosa. coce para a fácies mais evoluída, está associado ao fra- Em todas as fácies do Maciço Água Boa as razões cionamento de K-feldspato e plagioclásio (Lenharo, 1998). Fe O t/(Fe O t+MgO) são muito elevadas (Figura 38), As razões médias de Rb/Sr, Sr/Ba, Rb/Ba e 10.000*Ga/ 2 3 2 3 variando de 0,92 a 0,98 (Tabela 11). No conjunto das fá- Al do Granito Água Boa mostram aumento sistemático cies do Maciço Água Boa e, particularmente, nas fácies da fácies rapakivi para o biotita-granito porfirítico, bioti- rapakivi e biotita-granito, as razões Fe O t/(Fe O t+MgO) ta-granito e topázio-granito. As razões Rb/Sr (Figura 39e) 2 3 2 3 variam muito pouco com o aumento de SiO . A fácies e Rb/Ba (Figura 39g) aumentam de modo acentuado no 2 biotita-granito porfirítico fino mostra aumento na razão mesmo sentido, paralelamente ao SiO . As razões Sr/Ba 2 Fe O t/(Fe O t+MgO) com o aumento da SiO . Já o to- crescem no mesmo sentido, porém de modo menos acen- 2 3 2 3 2 pázio-granito tem tendência inversa, embora a pequena tuado (Figura 39f). As razões Ga/Al mostram tendência variação de SiO dificulte a avaliação (Figura 38). análoga (Figura 39h), porém um pouco mais elevada no 2 biotita-granito do que no topázio-granito. Elementos-traço Os padrões de distribuição dos elementos Terras Ra- ras (ETR) das fácies do Granito Água Boa são apresen- Os conteúdos de elementos-traço de amostras seleciona- tados na Figura 40. A fácies rapakivi é ligeiramente enri- das das quatro fácies do Granito Água Boa são apresen- quecida em ETR leves em relação aos ETR pesados tados nas Tabelas 8 e 9. (média da razão [La/Yb] de 8,66), enquanto as fácies N De modo geral, os conteúdos de Ba e Sr (Figura 39) biotita-granito porfirítico fino (Figura 40b) e biotita-grani- diminuem sistematicamente da fácies rapakivi para o bio- to (Figura 40c) são moderadamente enriquecidas em ETR tita-granito e topázio-granito, enquanto o Rb apresenta leves, com razões médias [La/Yb] em torno de 5. A fá- N tendência inversa (Figura 39b). O comportamento de Ba, cies topázio-granito (Figura 40d) é apenas ligeiramente

438 Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia

(a) (b) (a)

(e) (f)

(b)

(g) (h)

Figura 36 Diagramas de variação de óxidos e elementos Figura 37 (a) Distribuição das fácies do Granito Água Boa menores em relação a SiO . Os campos referem-se às análises no diagrama A/CNK versus SiO (índice de saturação em 2 2 químicas das rochas encaixantes imediatas dos greisens (azul alumina). (b) Distribuição das fácies do Granito Água Boa - granito rapakivi) e dos epissienitos sódicos (amarelo - gra- no diagrama A/NK versus A/CNK. Simbologia e campos de nito granofírico, cinza - biotita-granito). acordo com a Figura 36.

Tabela 10 Teores de álcalis e suas razões nas diversas fácies Tabela 11 . Razões Fe O t/(Fe O t+MgO) do Granito Água 2 3 2 3 do Granito Água Boa. Boa. Fonte: Lenharo (1998).

enriquecida em ETR leves, com razão média [La/Yb] Todas as fácies do Granito Água Boa apresentam N em torno de 2, indicando um fracionamento discreto de acentuadas anomalias negativas de Eu, que aumentam ETR pesados em relação aos ETR leves e decrescente da fácies rapakivi para as fácies seguintes (Figura 40a). no sentido da diferenciação das fácies. Nos diagramas FeOt/MgO vs Zr+Nb+Ce+Y e (K O+Na O)/CaO vs Zr+Nb+Ce+Y (Figura 41a, b; 2 2

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, Figura 38 Distribuição das fácies do Maciço Água Boa no além de o ambiente intraplaca ser consistente com o seu diagrama de variação Fe O t /(Fe O t+MgO) versus SiO . 2 3 2 3 2 contexto geológico. Simbologia de acordo com a Figura 36.

Figura 39 Diagramas de variação de elementos-traço e de razões de elementos em relação ao SiO . Simbologia e campos de 2 acordo com a Figura 36.

440 Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia

(a) (b)

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 obtidas por Lenharo (1998) (Figura 36). No entanto, ob- mineralizações estaníferas associadas ao Granito serva-se que as encaixantes dos greisens, quando com- Água Boa paradas com rochas de teores similares de SiO , são re- 2 lativamente empobrecidas em Na O e enriquecidas em 2 As análises químicas de amostras representativas das Al O e Fe O t (Figura 36). Seus conteúdos relativamen- 2 3 2 3 rochas encaixantes dos greisens (granito rapakivi) foram te maiores em Al O e menores em álcalis (Tabela 12) 2 3 obtidas por Borges (2002), enquanto as análises químicas resultam em seu caráter peraluminoso, que contrasta com das rochas encaixantes dos epissienitos sódicos (biotita- o conjunto das amostras da fácies rapakivi (Figura 36). granito e granito granofírico) foram obtidas por Costi et Em relação aos elementos-traço, as encaixantes dos al. (2002). Estes dados são apresentados na Tabela 12. greisens são relativamente empobrecidas em Rb e enriquecidas em Sr, apresentando teores similares em Ba e Encaixantes dos greisens da área do Igarapé Gui- Zr (Figura 39), quando comparadas ao conjunto das amos- nho-Baixão tras da fácies rapakivi (Lenharo, 1998). Conseqüentemen- te, mostram razões 10000*Ga/Al mais altas, razões Rb/ A distribuição dos elementos maiores das rochas en- Sr mais baixas e Sr/Ba e Rb/Ba similares (Figura 39). caixantes dos greisens é semelhante à apresentada pelas O padrão de distribuição de elementos Terras Raras demais amostras da fácies rapakivi, conforme as análises 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 (Le- 1) o granito granofírico mostra os menores teores em nharo, 1998), e o enriquecimento dos ETR leves em rela- Al O e Na O (Figura 36) dentre todas as fácies 2 3 2 ção aos ETR pesados é maior (Figura 40a). Por outro do Granito Água Boa, enquanto seus conteúdos de lado, apresentam uma menor anomalia negativa de Eu. K O são superiores aos das fácies de teores de 2 SiO comparáveis e similares aos apresentados pela 2 Encaixantes dos epissienitos sódicos da área do Iga- fácies rapakivi (Figura 36). Seus teores de TiO , 2 rapé Queixada Fe O total e CaO são similares aos da fácies to- 2 3 pázio-granito, e mais baixos do que os das fácies As encaixantes imediatas dos epissienitos sódicos são rapakivi, biotita-granito porfirítico fino e biotita-gra- relativamente mais enriquecidas em SiO do que as ro- nito; 2 chas das fácies rapakivi, biotita-granito porfirítico fino e 2) comparado ao conjunto das amostras do biotita- biotita-granito, sendo, porém, seus teores similares aos granito estudado por Lenharo (1998), o biotita-gra- apresentados pelas amostras da fácies topázio-granito nito encaixante dos epissienitos sódicos é relativa- porfirítico. mente empobrecido em TiO , Al O e K O (Figura 2 2 3 2 A distribuição das amostras das encaixantes dos epis- 36) e mostra conteúdos similares de Fe O total, 2 3 sienitos sódicos nos diagramas de variação de elementos CaO e Na O (Figura 36). 2 maiores e traços em relação ao SiO demonstra que, em A distribuição das amostras das encaixantes dos epis- 2 relação ao conjunto das amostras das várias fácies do sienitos no diagrama A/CNK versus SiO (Figura 37) 2 Granito Água Boa estudadas por Lenharo (1998): 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, conse- gura 39b). Em linhas gerais, os conteúdos e variações qüentemente, um caráter mais peraluminoso (Figura 37). dos elementos-traço das amostras do biotita-granito e gra- Em relação aos elementos-traço, tanto o biotita-granito nito granofírico são similares aos das amostras da fácies quanto o granito granofírico são empobrecidos em Ba, topázio-granito porfirítico. Devido ao seu enriquecimento Sr e Zr e enriquecidos em Rb (Figura 39). Em linhas em Rb, as amostras de biotita-granito encaixante dos epis- gerais, os conteúdos e variações dos elementos-traço sienitos sódicos apresentam razões Rb/Sr (Figura 19e) e das amostras do biotita-granito e granito granofírico são Rb/Ba elevadas (Figura 39g). similares aos das amostras da fácies topázio-granito A distribuição dos elementos Terras Raras do biotita- porfirítico. Devido ao seu enriquecimento em Rb, as granito e granito granofírico mostra um padrão amostras do biotita-granito encaixante dos epissienitos semelhante ao apresentado pelas amostras da fácies sódicos apresentam razões Rb/Sr e Rb/Ba elevadas biotita-granito (Lenharo, 1998; Figura 40c). Ambas as (Figura 39). unidades mostram razoável enriquecimento dos ETRL Em relação aos elementos-traço, tanto o biotita-grani- relativo aos ETRP, em padrão menos fracionado do que to quanto o granito granofírico são empobrecidos em Zr aquele das amostras do granito rapakivi encaixante dos (Figura 39d) e enriquecidos em Sr (Figura 39c) e Rb (Fi- greisens (Figura 40a).

443 Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas

Caracterização geoquímica da mineralização albita quanto na criolita, ambas ocorrendo em proporções estanífera primária modais elevadas. Em comparação, o albita-granito de borda apresenta teores de SiO mais elevados e variando 2 Albita-granito do Granito Madeira em faixa mais ampla (Figura 43a), além de um somatório de álcalis mais baixo (Figura 43b). Esses contrastes es- Parte dos dados geoquímicos aqui apresentados foi tão relacionados à redução no teor de albita e aumento obtida ao longo deste projeto, complementados por dados em quartzo modal, processos que ocorreram durante os que constam em vários trabalhos publicados nos últimos estágios autometassomáticos que atuaram sobre o albita- anos (Horbe et al., 1985, 1991; Costi, 2000; Lenharo et granito de núcleo, originando o albita-granito de borda. al., 2003; Costi et al., submetido). Como são dados pro- Observa-se também a desestabilização de criolita no al- venientes de diversas fontes, que utilizaram laboratórios bita-granito de núcleo, substituída por fluorita na fácies e metodologias analíticas distintas, poderão ser observa- de borda (Costi, 2000; Costi et al., submetido), o que é das algumas inconsistências entre os diferentes conjun- refletido pela diminuição dos teores de Na O no albita- 2 tos de resultados analíticos, principalmente em relação granito de borda (Figura 43c). aos elementos-traço. As diferenças observadas não mo- dificam, porém, as linhas gerais do comportamento geo- Elementos-traço químico das rochas estudadas. O albita-granito do Granito Madeira, atualmente em Quando comparado às demais fácies do Granito Ma- processo de lavra, é a principal mineralização estanífera deira, o albita-granito é fortemente enriquecido em ele- primária na Mina Pitinga. As duas subfácies do albita- mentos de alto raio iônico (Sn, Y, Th, U, Zr, Nb e Ta), granito mostram comportamento geoquímico distinto. Os bem como em F e Rb. teores de SiO são relativamente baixos na fácies de núcleo Os elevados teores de Rb, ao lado de teores muito 2 e mais elevados e variáveis na fácies de borda, baixos de Sr, indicam o extremo fracionamento a que foi observando-se teores moderados de Al O e FeO* e submetido o magma a partir do qual o albita-granito cris- 2 3 baixos ou nulos de CaO, P O , MnO e TiO em ambas. talizou (Figura 44). O caráter excepcional do magma é 2 5 2 Com relação aos álcalis, o Na O é muito elevado na fácies indicado por seus altíssimos conteúdos de F (Figura 45), 2 de núcleo e baixo na fácies de borda, enquanto o K O traduzido no albita-granito de núcleo pela cristalização de 2 apresenta teores similares em ambas. Dentre os criolita. O teor de F é sensivelmente reduzido no albita- elementos-traço, além do Sn, o albita-granito mostra teores granito de borda (Figura 45) em função da substituição elevados de F, Rb, Nb (Ta), Zr (Hf), Y, Zn, U, Th, Cs e Li, da criolita por fluorita (Costi, 2000). ao lado de teores muito baixos de Sr e Ba (Tabelas 13 e O enriquecimento em elementos de alto raio iônico, 14; Horbe et al., 1991; Costi, 2000; Lenharo et al., 2003; nos níveis observados no albita-granito, é característica Costi et al., submetido). geoquímica pouco comum mesmo em granitos tipo A evoluídos (Horbe et al., 1991; Costi, 2000, Costi et al., Elementos Maiores submetido). O enriquecimento pode ser explicado pelo elevado teor de F encontrado no albita-granito, o que O albita-granito de núcleo é uma rocha moderadamente facilitaria o transporte dos elementos geoquimicamente peralcalina (Figura 42), em contraste com as demais incompatíveis e sua concentração em magmas graníticos rochas do Granito Madeira. O albita-granito de borda, por residuais (London et al., 1989; Keppler, 1993). No caso do Sn e Zr, quando comparados os seus teores aos das sua vez, mostra um caráter predominantemente rochas encaixantes, fica bastante evidente a correlação peraluminoso, com algumas amostras plotando no campo positiva desses elementos com F (Figuras 46 e 47). das rochas metaluminosas (Figura 42), o que o distingue Comportamento similar é mostrado por Nb (Ta), U, Th, nitidamente do albita-granito de núcleo. A dispersão das Li e Rb. amostras do albita-granito de borda no diagrama é atribuída Em relação ao albita-granito de borda, observa-se que a efeitos causados por processos metassomáticos que os teores de Sn e Zr, além dos demais elementos originaram essa fácies (Costi, 2000; Costi et al., incompatíveis citados, permanecem similares aos do albita- submetido). granito de núcleo, mesmo com os teores significativamente O albita-granito de núcleo mostra teores de SiO em 2 mais baixos de F que a rocha apresenta (Figuras 46 e torno de 70%, variando em uma faixa relativamente res- 47). Isso indica que os processos metassomáticos que trita, enquanto o Al O tem teores pouco variáveis, entre 2 3 originaram o albita-granito de borda não causaram a 12 e 15% (Figura 43a), sugerindo que o comportamento remobilização desses elementos, apesar de removerem peralcalino do albita-granito de núcleo é causado pelo seu parte do F. elevado teor de Na O (Figura 43b, c), presente tanto na 2

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 O estabelecimento de tal arranjo, com anomalia positiva duas fácies do albita-granito é bastante peculiar (Figuras de Ce e anomalia negativa de Eu extremamente pronun- 48 e 49). Os diagramas normalizados em relação aos con- ciada, é atribuído à interação entre o magma granítico e dritos mostram distribuição em quatro agrupamentos dis- fluidos residuais ricos em voláteis e água (Irber, 1999, tintos, formados por La-Ce-Pr-Nd, Sm-Eu-Gd, Tb-Dy- Jahn et al., 2001; Haapala & Lukkari, 2005), durante a Ho e Er-Tm-Yb-Lu, definindo padrão angular registrado cristalização magmática. Isto implica coexistência, durante na literatura como em tetrads ou tetrad effect (Irber, 1999). o estágio magmático final, de uma fusão silicática fracio-

446 Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia

(a) (%) 3 O 2 Al

Figura 42 Diagrama A/CNK vs. A/NK (Maniar & mol mol Picolli, 1989), mostrando o caráter geoquímico peralcalino (b) do albita-granito de núcleo (+) e metaluminoso a peraluminoso do albita-granito de borda (x). O campo pon- tilhado mostra a disposição das demais fácies do Granito Madeira, encaixantes do albita-granito. 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 epissieni- (c) tos 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 po- K O (%) tássico (EpSK) e epissienito potássico modificado (Ep- 2 SKmod). Não foi possível analisar o greisen 2, por não se Figura 43 (a) Diagrama SiO vs Al O mostrando a disposi- 2 2 3 dispor de volume suficiente de amostras para garantir a ção do albita-granito de núcleo (+) e albita-granito de bor- preparação de alíquotas representativas. da (x), além do campo ocupado pelas rochas encaixantes do albita-granito (linha pontilhada); (b) Diagrama SiO vs 2 (Na O + K O) - legenda como em a; (c) Diagrama K O vs Greisen 1 (Gs1) 2 2 2 Na O para o albita-granito de núcleo (+) e albita-granito de 2 As análises químicas de elementos maiores, menores, borda (x) e rochas encaixantes (anfibólio-biotita sienogranito e biotita-granito: linha pontilhada; granito traços e terras raras de amostras selecionadas do furo porfirítico hipersolvus: linha tracejada).

447 Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas

Figura 44 Diagrama SiO vs. Rb/Sr, mostrando a disposição Figura 45 Diagrama SiO vs. F, mostrando os elevados teo- 2 2 do albita-granito de núcleo (+) e albita-granito de borda res de F no albita-granito de núcleo (+) e seu decréscimo (x), além dos campos ocupados pelas rochas encaixantes do acentuado no albita-granito de borda (x). Os campos mos- albita-granito (anfibólio-biotita sienogranito e biotita-gra- tram os teores de F nas rochas encaixantes do albita-granito nito: linha pontilhada; granito porfirítico hipersolvus: linha (anfibólio-biotita sienogranito e biotita-granito: linha pon- tracejada). tilhada; granito porfirítico hipersolvus: linha tracejada).

Figura 46 Diagrama F vs Sn, para o albita-granito de nú- Figura 47 Diagrama F vs. Zr, mostrando os altos teores no cleo (+) e albita-granito de borda (x). Rochas encaixantes: albita-granito de núcleo (+) e no albita-granito de borda anfibólio-biotita sienogranito e biotita-granito - linha pon- (x). Rochas encaixantes: anfibólio-biotita sienogranito e tilhada; granito porfirítico hipersolvus - linha tracejada. biotita-granito - linha pontilhada; granito porfirítico hipersolvus - linha tracejada.

F2, escolhido para o estudo geoquímico do greisen 1, são amostras das zonas ricas em siderofilita e topázio do apresentadas na Tabela 15. Além de amostras represen- greisen 1 (Gs1). Nesse estudo ficou comprovado que a tativas das zonas mineralógicas do greisen 1, também é sílica se comportou como componente imóvel, apesar da apresentada a análise química de amostra do granito ra- variação nas suas concentrações químicas (análises pakivi, encaixante desse greisen, escolhida como o protó- químicas). Por outro lado, a alumina teve seus conteúdos lito para o estudo das mudanças químicas ocorridas ao absolutos aumentados entre o granito original e os greisens, longo dos processos de greisenização. segundo os cálculos do balanço geoquímico realizados, Borges (2002) apresentou os resultados de um estudo admitindo-se a hipótese de que o processo de de balanço geoquímico de massa envolvendo amostras greisenização foi isovolumétrico. A partir dessa do granito rapakivi, granito greisenizado e diversas constatação, escolheu-se o Al O como um parâmetro de 2 3

448 Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia

Figura 48 Diagrama de distribuição de elementos terras Figura 49 Diagrama de distribuição de elementos terras raras, normalizados em relação a condritos (Evensen et al., raras, normalizados em relação a condritos (Evensen et al., 1978), para amostras do albita-granito de núcleo. 1978), para amostras do albita-granito de borda.

O SiO comportou-se como componente praticamen- comparação entre os diversos componentes químicos das 2 rochas hidrotermalizadas, para a avaliação das mudanças te imóvel durante os processos de greisenização, ocor- químicas ocorridas durante a greisenização do granito rendo redistribuição deste componente dentro da zona rapakivi. A variação dos óxidos e dos elementos-traço greisenizada (Borges, 2002). Assim, a diminuição dos teores de SiO ao longo dos trends 1 e 2 (Figura 50a) é em relação à alumina está representada nos diagramas 2 de variação das Figuras 50 e 51. Neles podem ser apenas aparente. Por outro lado, as variações químicas observadas as mudanças químicas gerais que dos óxidos e elementos-traço (Figuras 50 e 51) são coe- acompanharam a transformação do granito rapakivi cinza rentes com os resultados obtidos no balanço geoquímico em granito fortemente greisenizado e em greisen 1, de massa (Borges, 2002) e representam as variações representado pelas suas duas zonas mineralógicas. químicas absolutas ocorridas durante os processos de grei- O aumento real nos conteúdos de alumina é uma das senização do granito rapakivi no furo F2. principais mudanças químicas resultantes do processo de A análise dos diagramas de variação demonstra que: greisenização, e se constitui em importante parâmetro de a) durante a greisenização parcial do granito rapakivi, ocorreu enriquecimento em TiO , Fe O t, MnO, comparação para a avaliação qualitativa conjunta das 2 2 3 CaO, K O, SnO , F, S, CO , Ba e Rb (Figuras 50 e mudanças químicas globais. Assim, a variação química 2 2 2 do Al O deve ser compreendida como enriquecimento 51). Assim, ao longo do trend 1, todos estes com- 2 3 contínuo desde o granito original até a zona rica em topázio. ponentes químicos produzem correlações positivas com Al O . Por outro lado, o Na O foi empobreci- Nas discussões a seguir procurar-se-á avaliar de que 2 3 2 maneira os elementos maiores e traços variaram durante do ao longo deste trend, resultando em correlação as transformações granito → granito fortemente negativa com a alumina (Figura 50); greisenizado → zona rica em siderofilita → zona rica em b) as variações químicas ao longo do trend 2 mostram topázio. que a zona rica em siderofilita (ZS) é relativamente mais rica em Fe O t, MnO, K O, Ba e Rb do que a A análise preliminar dos diagramas de variação nas 2 3 2 Figuras 50 e 51 demonstra a existência de dois grupos de zona rica em topázio (ZT) do greisen 1 (Figuras 50 rochas: e 51). Por outro lado, a ZT é mais enriquecida em CaO, SnO , F, S e CO do que a ZS (Figuras 50 e 1. granito rapakivi e granito fortemente greisenizado; 2 2 51). Os teores de TiO , Na O e Sr são similares 2. zonas ricas em siderofilita e topázio do greisen 1, 2 2 eventualmente alinhadas com a amostra do granito nas duas zonas do greisen 1 (Figuras 50 e 51). A forte remoção de Na O e, menos acentuada, de fortemente greisenizado. 2 K O, é uma das principais assinaturas químicas do As amostras destes dois agrupamentos de rochas, em 2 última análise, se alinham ao longo de dois trends processo de formação da zona rica em siderofilita do independentes, relacionados (1) à variação química entre greisen 1. O empobrecimento em álcalis está o granito rapakivi (protólito) e granito fortemente relacionado à dissolução dos feldspatos do granito e greisenizado (trend 1); (2) à variação química entre a sua substituição por siderofilita e, subordinadamente, topázio. F e Al O também são fixados nestes dois zona rica em siderofilita e a zona rica em topázio do 2 3 greisen 1 (trend 2). 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 Os padrões de elementos Terras Raras (ETR) de sulfetos. Enquanto Ba e parte de Sr são removidos amostras representativas do granito rapakivi, granito for- devido à desestabilização dos feldspatos, o Rb tende a temente greisenizado e das duas zonas mineralógicas do ser fortemente enriquecido no greisen devido à sua greisen 1 são apresentados na Figura 52a. Os espectros retenção na estrutura da siderofilita. das amostras do granito rapakivi e do granito fortemente Na zona rica em topázio, os elementos maiores adici- greisenizado são muito semelhantes, formando padrões onados à rocha pelos fluidos hidrotermais foram F e Al O , fracionados com moderada anomalia negativa de Eu. O 2 3 juntamente com Sn, Zn e S, incorporados ao greisen atra- granito fortemente greisenizado é ligeiramente enriqueci- vés da deposição da cassiterita e dos sulfetos. Por outro do em ETR leves e ETR pesados em relação à amostra lado, Na O e K O foram quase totalmente removidos da do granito rapakivi. 2 2 rocha original, e suas pequenas concentrações residuais A Figura 52b apresenta os padrões de ETR das amos- são acomodadas na estrutura das micas. Dentre os ele- tras do greisen 1 referentes à zona rica em siderofilita mentos-traço, Ba e Sr sofreram empobrecimento em re- (ZS), comparadas com a amostra do granito rapakivi. Os lação ao granito original, e os conteúdos de Rb e Ba são padrões dos greisens são muito semelhantes aos espec- relativamente menores na zona rica em topázio em com- tros apresentados pelo granito rapakivi, notando-se ape- paração com a zona rica em siderofilita. nas 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) (b) (c)

(d) (e) (f)

(g) (h)

Figura 51 Diagramas de variação de F, S, CO , perda ao fogo e elementos-traço em relação à alumina para o greisen 1 2 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 massa, utilizando amostras do epissienito potássico e das rapakivi. Os espectros são muito semelhantes, exceto em duas zonas mineralógicas do Gs3, demonstraram que tanto uma amostra, que é ligeiramente mais rica em ETR. Al O quanto o SiO comportaram-se como componen- 2 3 2 tes móveis durante a alteração hidrotermal (Borges, 2002). Greisen 3 (Gs3) O SiO foi sistematicamente empobrecido tanto durante 2 a epissienitização quanto ao longo da greisenização que As análises químicas de elementos maiores, traços e culminou com a formação do Gs3, enquanto o Al O ora 2 3 terras raras de amostras selecionadas do Furo F12, esco- foi enriquecido ora foi empobrecido. Neste sentido, assu- lhido para estudo do greisen 3 e dos epissienitos potássi- me-se que a redução no teor de sílica seja um excelente cos associados, são apresentadas na Tabela 15. Para a parâmetro de comparação para a avaliação do compor- avaliação das modificações químicas ocorridas durante tamento químico dos constituintes maiores e traços duos processos de epissienitização e de formação do grei- rante os processos hidrotermais. sen 3, considerou-se como protólito a mesma amostra de As variações químicas dos diferentes óxidos e ele- granito rapakivi utilizada no caso do greisen 1. mentos-traço em relação ao SiO são apresentadas nos 2 As evidências petrográficas e geológicas demonstra- diagramas das Figuras 53 e 54. A análise do comporta- tivas de que o processo de greisenização ocorreu sem mento geral dos elementos maiores e traços indica que as mudanças significativas no volume original do granito tam- variações estão associadas a dois grupos de rochas: bém são válidas para a avaliação do processo de epissie- Grupo 1: formado pelas amostras do granito rapakivi, nitização. Portanto, os estudos de balanço geoquímico de 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) A análise global dos diagramas de variação química demonstra que: a) durante os processos de epissienitização, houve con- siderável enriquecimento em Al O , Fe O t, SnO 2 3 2 3 2 e componentes voláteis (Figuras 53a, c, h; 54d), enquanto TiO , MgO, MnO, Na O e K O foram 2 2 2 enriquecidos de maneira menos pronunciada (Fi- guras 53b, d, f, g). Por outro lado, durante a forma- ção 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 res- ponsáveis pela formação da zona rica em clorita eram relativamente mais enriquecidos em TiO , 2 (b) Fe O t, MgO, MnO e S (Figuras 53b, c, d; 54b), e 2 3 mais empobrecidos em Al O , K O e SnO (Figu- 2 3 2 2 ras 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, SnO , S, CO e componentes voláteis (PF), 2 2 e forte remoção de Na O, e menos pronunciada 2 de CaO e F. Al O e K O foram inicialmente enri- 2 3 2 quecidos durante a formação de EpSK, mas empobrecidos durante a formação do greisen 3, principalmente o segundo; d) em relação aos elementos-traço, a epissienitização (c) causou aumento nos conteúdos de Ba e Rb (Figu- ras 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 K O. Esta variação química é 2 resultante da desestabilização dos feldspatos mag- máticos 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 Figura 52 Padrões de ETR de: a. Amostras de granito granito rapakivi, epissienito potássico, epissienito potássi- rapakivi cinza (GRP) e de granito fortemente greisenizado; co modificado e das duas zonas mineralógicas do greisen b. Amostras da zona rica em siderofilita do greisen 1 3 são apresentados na Figura 55. comparadas com o GRP; c. Amostras da zona rica em topázio Os padrões de ETR das amostras do epissienito são do greisen 1 comparadas com o GRP. Valores normalizados muito similares ao do granito rapakivi, o que demonstra 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 epissieniti- Estas diferenças no comportamento geoquímico dos zação não remobilizaram os ETR do protólito granítico. ETR durante os processos de epissienitização e greiseni- As duas amostras da zona rica em fengita zação ressaltam os contrastes composicionais dos fluidos apresentam comportamento algo diferenciado entre si, responsáveis pela formação destas rochas. A complexi- como mostrado pelos espectros na Figura 55b. Uma das dade torna-se ainda maior se levarmos em consideração amostras apresentou forte enriquecimento em todas os a superposição de eventos hidrotermais que levaram à Terras Raras, tanto leves quanto pesados. Por outro lado, formação do greisen 3. a outra amostra foi levemente empobrecida tanto nos ETR leves quanto nos ETR pesados, em relação ao Caracterização geoquímica dos epissienitos sódicos granito. As duas amostras da zona rica em clorita mostram As análises químicas de amostras representativas das que houve grande enriquecimento em ETR durante a for- quatro fácies associadas ao processo de epissienitização mação desta zona mineralógica de Gs3 (Figura 55c). Po- de biotita-granito do Granito Água Boa (Costi et al., 2002) rém, enquanto uma das amostras apresenta padrão fraci- são apresentadas na Tabela 16. Estas fácies são: epissie- onado, muito semelhante ao do granito rapakivi, a outra nito sódico rico em sílica (EpSNaS), epissienito sódico mostra enriquecimento comparativamente muito mais (EpSNa), epissienito sódico micáceo (EpSNaM) e epissi- acentuado nas terras raras pesadas, o que faz com que enito potássico (EpSK). seu espectro se torne menos fracionado.

454 Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia

(a) (b) (c)

(d) (e) (f)

(g) (h)

Figura 54 Diagramas de variação de F, S, CO , perda ao fogo e elementos-traço em relação à sílica para o greisen 3 2 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 mos- componentes químicos na zona hidrotermalizada. Os da- tram forte contraste geoquímico em relação aos granitos dos sugerem que os epissienitos poderiam ter se formado hospedeiros. Os epissienitos sódicos são empobrecidos a partir do protólito granítico por meio de três processos em SiO e K O (Figura 56a, c) e enriquecidos em Na O, metassomáticos distintos, cujos trends são indicados na 2 2 2 Al O (Figura 56b, d) e Fe O t. Por outro lado, os teores Figura 56: 1s (granito → epissienito sódico), 1p (granito 2 3 2 3 de CaO, MnO, TiO , P O e F (Figura 56d) são similares → epissienito potássico) e 2 (epissienito sódico → epissi- 2 2 5 aos do granito hospedeiro. Os epissienitos potássicos são enito micáceo). distinguidos dos epissienitos sódicos por seu extremo en- O processo 1s envolveu empobrecimento em SiO e 2 riquecimento em K O (Figura 56d), mas seu conteúdo K O (Figura 56c), e enriquecimento em Al O (Figura 2 2 2 3 em Na O é similar ao do granito encaixante (Figura 56a). 56b); o processo 1p deve ter envolvido perda similar de 2 Os epissienitos sódicos micáceos são fortemente empo- SiO associada a ganhos acentuados de Al O e K O e 2 2 3 2 brecidos em SiO e têm conteúdos mais baixos em Na O discretos de Na O (Figuras 56a, b, c). Similarmente, a 2 2 2 do que os do granito (Figura 56a), e seus conteúdos em transformação de epissienito sódico para epissienito só- K O são intermediários entre os do granito e do epissieni- dico micáceo (processo 2) requer perda significativa de 2 to potássico (Figura 56c). SiO e Na O (Figura 56a) e ganhos em K O (Figura 56c), 2 2 2 A avaliação dos dados analíticos e a análise de diagra- F (Figura 56d) e Fe (não mostrado); a Figura 56 sugere mas geoquímicos utilizando SiO , Al O , Na O e K O in- que durante este processo o Al O permaneceu constan- 2 2 3 2 2 2 3 dica que houve extrema variação composicional destes te e a razão Na O/K O decresceu. Os epissienitos sódi- 2 2

455 Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas cos micáceos são as únicas rochas metassomáticas a re- gistrarem 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; DallAgnol 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 subs- tituição não ocorreu no caso do epissienito potássico, a razão Rb/Sr desta última rocha assemelha-se a do grani- to. 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 secun- dária 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 conteú- dos de Sn e Na O em várias amostras de epissienito só- 2 dico 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; DallAgnol et al., 1993; Bettencourt et al., 1995): (1) enriquecimento de La e Ce em relação aos demais ETR leves (média La /Sm = 3,5); (2) pronuncia- n n das 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 Figura 55 Padrões de ETR de: a. Amostras de epissienito formação dos principais tipos de rochas hidrotermais iden- potássico e de epissienito potássico modificado comparadas tificadas na zona alterada e mineralizada do pluton. Os com o granito rapakivi cinza (GRP); b. Amostras da zona rica diferentes métodos de estudo foram aplicados em cristais em fengita do greisen 3 comparadas com o GRP; c. Amostras de quartzo, topázio e fluorita. Nestes minerais foram rea- da zona rica em clorita do greisen 3 comparadas com GRP. lizados estudos microscópicos em aproximadamente 900 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-aque- mas em algumas inclusões observou-se a forma- ção de CO líquido por condensação a temperatu- cimento) em 680 IF e, desse total, selecionaram-se 37 2 inclusões para a realização de análises por espectrosco- ras mais baixas. Apresentam os subtipos 2A1 com pia micro-Raman. A seguir, serão apresentados os resul- predomínio da fase carbônica e 2A2 com predomí- tados obtidos nas amostras estudadas. Os dados apre- nio da fase aquosa; c) IF tipo 2B: são IF AC bifásicas (L +L ), em que L sentados foram extraídos de Borges (2002) e Borges et 1 2 1 é H O e L é a fase líquida carbônica. Durante a al. (submetido). 2 2 criometria, a fase carbônica invariavelmente nu- Petrografia das inclusões fluidas cleia fase vapor a temperaturas mais baixas. Mos- tram razão L /L variável, mas há predomínio glo- 1 2 Com base no estudo microscópico global das amos- bal da fase carbônica nestas inclusões; d) IF tipo 2C: são IF AC trifásicas (L +L +V) à tem- tras selecionadas, foi possível, a partir das características 1 2 comuns a determinadas populações de IF, definir as di- peratura ambiente, constituídas por duas fases lí- quidas (H O+CO ) e uma fase vapor carbônica. versas tipologias de IF presentes na zona hidrotermal es- 2 2 tudada. As características são alistadas abaixo (conside- Apresentam os subtipos 2C1 com predomínio da rou-se T = 20ºC a temperatura ambiente média nos en- fase carbônica e 2C2 com predomínio da fase aquo- saios microtermométricos): sa; a) IF tipo 1: são IF aquosas (AQ) bifásicas (L+V), e) IF tipo 3: são IF carbônicas (C) monofásicas líqui- em que V é vapor dágua. É o tipo mais abundante das (L) à temperatura ambiente, mas que nuclei- nas amostras estudadas. Raramente, foram encon- am fase vapor durante os ensaios de criometria. trados diminutos cristais de saturação de halita em No estudo desenvolvido (Borges, 2002; Borges et al., uma amostra do greisen 3 rico em fengita; submetido), os dados microscópicos, microtermométricos b) IF tipo 2A: são IF aquo-carbônicas (AC) bifásicas e aqueles obtidos por meio de análises por espectrosco- (L +V), em que L é constituído por H O. A fase pia micro-Raman, são apresentados separadamente para 1 1 2 carbônica é gasosa (V) à temperatura ambiente, cada amostra estudada. A sistematização dos dados pos-

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(a) (b)

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 biotita- granito. Valores normalizados segundo o condrito de Taylor & McLennan (1985). sibilitou a definição de características microscópicas e sinaturas das rochas hidrotermalizadas, e são resultantes microtermométricas comuns a determinados agrupamen- das diferentes interações sofridas entre os fluidos aquo- tos de IF, sendo as mesmas utilizadas para caracterizar sos e aquo-carbônicos. populações de IF. As populações apresentam caracterís- ticas petrográficas similares em diferentes amostras, mas Microtermometria e espectroscopia micro-Raman algumas diferenças composicionais que, como será discutido adiante, marcam os diversos estágios evolutivos Greisen 1 rico em topázio dos fluidos aquosos e aquo-carbônicos responsáveis pela formação das rochas hidrotermais e suas mineralizações O estudo foi realizado em duas lâminas bipolidas da associadas. Por outro lado, as assembléias são constituí- amostra F2/27,10 m, em 16 cristais de quartzo e 27 cris- das por agrupamentos de duas ou mais populações de IF tais de topázio. Em uma das lâminas foram distinguidos aquosas e aquo-carbônicas, com relações cronológicas dois tipos morfológicos de quartzo em função de seu modo bem definidas entre si. As características petrográficas e de ocorrência: (a) quartzo 1, predominante, que ocorre microtermométricas gerais dessas populações de IF, váli- disseminado na rocha; (b) quartzo 2, encaixado em uma das para quartzo, topázio e fluorita, são apresentadas na vênula fina milimétrica que corta a amostra. Tabela 17. As inclusões fluidas primárias aprisionadas tanto em Como pode ser observado na Tabela 17, foram defini- quartzo 1 quanto em topázio são representadas por asso- das seis populações de IF aquosas e uma população de ciação de inclusões aquosas da população 1 e inclusões IF aquo-carbônicas. As diferentes associações destas aquo-carbônicas distribuídas em clusters ou arranjos tri- populações nas amostras estudadas caracterizam as as- dimensionais (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 de diluição devida à mistura entre dois fluidos de das inclusões AC. A assembléia observada em quartzo 2 temperaturas contrastantes e composição similar. Como consiste em associação de IF AQ da população 4 e de inferido a partir dos dados composicionais (Figura 59; 60a), algumas IF AC distribuídas em arranjo pseudo-secundá- a população 4 representa a participação de um fluido mais rio. Algumas inclusões AQ da população 4 também fo- salino na história evolutiva do greisen 1. ram identificadas ao longo de trilhas secundárias em to- As inclusões AC (tipos 2B e 2C) e carbônicas (tipo 3) pázio. Inclusões aquosas da população 3 ocorrem em tri- aprisionadas no quartzo apresentam temperaturas de fu- lhas finas secundárias que cortam cristais de quartzo 1. são do CO entre -83,5 e -57,9°C (Figura 61a). A fusão 2 As IF AQ da população 1 mostram temperaturas do CO sólido não foi observada em topázio, uma vez que 2 eutéticas (T ) variando entre -40,5 e -21,2 °C (Figura as IF tipo 2A1 não mostram quaisquer mudanças de fase eu 59), o que sugere a presença de NaCl e FeCl em solução. nos ensaios de resfriamento devido à sua baixa densida- 2 As inclusões aquosas da população 4 mostram T ao redor de. A homogeneização da fase carbônica ocorreu princi- eu de -52°C, indicando que um fluido rico em CaCl esteve palmente na fase aquosa, a temperaturas (ThCO ) entre 2 2 presente nos estágios mais tardios da formação do greisen. -69,8 e +23,4°C (Figura 61b), enquanto as temperaturas A IF com T maior que -21,2°C representa fluido de baixa de fusão do clatrato (Tm ) variam de +2,9 a +15,1°C eu clath salinidade, mais frio, aprisionado em trilhas secundárias. (Figura 61c). Em cristais de topázio a Tm varia de clath A salinidade foi calculada com referência ao sistema H O- +8,2 a 15°C (Figura 61c). Apesar disso, não foi possível 2 NaCl (Bodnar & Vityk, 1994). A distribuição das diferentes estimar a salinidade dos fluidos devido à sua composi- populações no diagrama Th salinidade (Figura 60a) ção mista (CO + CH ). Nos cristais de quartzo as IF 2 4 ressalta as relações entre os fluidos aquosos aprisionados tipo 2A2 homogeneízam na fase aquosa entre 285 e em quartzo e topázio do greisen 1 rico em topázio. Como 382°C, enquanto o tipo 2A1 homogeneíza na fase car- será discutido adiante, o trend 1 representa um processo bônica entre 344 e 391°C; as inclusões tipo 2B homo-

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(a) (b) (c)

(d) (e) (f)

(g) (h)

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 CH (Tabela 18). Todas as inclusões foram também ana- 4 carbônica entre 342 e 383°C; as inclusões tipo 2C ho- lisadas para H S e N . O primeiro foi detectado em quan- 2 2 mogeneízam na fase aquosa ou carbônica entre 316 e tidades traço em quase todas as inclusões, exceto naque- 327°C (Figura 61d). Nos cristais de topázio as IF tipo las puras em CH , enquanto que o segundo componente 4 2A2 homogeneízam na fase aquosa entre 270 e 387°C, está ausente. enquanto o tipo 2A1 homogeneíza na fase carbônica entre 336 e 379°C (Figura 61d). Greisen 1 rico em siderofilita A grande variação composicional das inclusões AC e C em quartzo foi confirmada pelas análises micro-Ra- Neste sítio do greisen 1 foram estudados quatro cris- man. Os dados analíticos (Tabela 18) demonstram a es- tais de quartzo (tipo 1) da amostra F2/26,96 m, cujas ca- treita relação entre as crescentes TmCO e a crescente racterísticas morfológicas são similares àquelas descri- 2 fração molar de CH na fase carbônica. Nestas inclu- tas em quartzo 1 da zona rica em topázio. 4 sões os conteúdos de CO variam de 0 a 98,49 mol %. As A principal assembléia primária aprisionada nos grãos 2 análises indicam que CH é o único componente da fase de quartzo é representada pela associação de inclusões 4 carbônica nas inclusões em topázio. Algumas inclusões do tipo 2A, 2B e 3, com IF AQ da população 2 distribuí- investigadas em vênula que corta o greisen 1 rico em todas aleatoriamente ou em arranjos tridimensionais (Figu- pázio apresentam composições extremamente ricas em ra 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. Tabela 18 Composição química das inclusões fluidas aquo- As inclusões aquosas da população 4 são abundantes nesta carbônicas e carbônicas dos greisens associados com o Gra- zona e ocorrem principalmente como grupos pseudo-se- nito Água Boa. cundários. O modo de ocorrência da população 4 sugere que ela foi aprisionada tardiamente em relação às inclu- sões da população 2. Localmente, inclusões AQ da popu- lação 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 (Tm ) entre -6 e - ice 3°C, e T variando de -29,4 a -36,9°C (Figura 59), suge- eu rindo a presença de NaCl e FeCl em sua composição 2 global. As inclusões AQ da população 4 são relativamente mais salinas (Tm variando de -5,9 a -10,8°C) e mos- ice tram T no intervalo de -44,2 a -24,7°C (Figura 59). Os eu valores de T mais baixos indicam a presença de CaCl eu 2 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 popu- lações 2 e 3 na Figura 60b se ajuste ao trend 1, as inclu- sões AQ da população 2 são interpretadas como deriva- das 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 CO distribuem-se no intervalo de -71,6 a -57,0°C, 2 com a maior parte dos valores entre -65 e -60°C (Figura As análises micro-Raman confirmaram a grande va- 61a), implicando menor variação composicional do que riação composicional das inclusões AC e C (Tabela 18), e sugerem que o CO é provavelmente mais abundante na na zona rica em topázio. A fase carbônica homogeneíza 2 no estado líquido nos três intervalos separados, mas a fase carbônica das inclusões da zona rica em siderofilita do que na zona rica em topázio. Enquanto H S foi detec- maioria dos valores situa-se entre -16,4 e +9,8°C (Figura 2 tado em pequenas quantidades, N está ausente. 61b). As temperaturas de fusão do clatrato situam-se entre 2 +0,4 e +15,1°C, os maiores valores refletindo a presença Greisen 2 de CH na fase carbônica dessas inclusões. A presença 4 de CH limita o cálculo da salinidade das inclusões AC a 4 Neste domínio foram estudados três cristais de quart- partir da Tm . No entanto, foi possível calcular a salini- clath zo e um cristal de fluorita da amostra F21/86,37 m. O dade da IF Gs1b-I/13, com uma composição quase pura quartzo apresenta características petrográficas semelhan- em CO (Tabela 18), de acordo com a equação proposta 2 tes as de quartzo 1 da zona rica em topázio do greisen 1, por Parry (1986), a qual fornece valor de equivalente a enquanto que a fluorita é subédrica e ocorre disseminada 8,92 % em peso de NaCl. As IF do subtipo 2A2 homoge- na rocha. neízam na fase aquosa no intervalo de 209362°C, en- A principal assembléia é formada por associação enquanto aquelas do subtipo 2A1 homogeneízam na fase tre IF AC 2A e 2C e inclusões AQ das populações 2 e/ou carbônica entre 344 e 394°C; as inclusões do subtipo 2B 5 distribuídas aleatoriamente ou em arranjos tridimensio- homogeneízam na fase aquosa entre 241 e 322°C, e na nais (Figura 58d). É importante enfatizar que no greisen fase carbônica entre 231 e 325°C (Figura 61d). É impor- 2 as inclusões AC e C são menos abundantes do que no tante ressaltar que, a despeito da superposição parcial greisen 1. As IF das populações 2 e 5 são também local- com as Th encontradas na zona rica em topázio, grande mente observadas em arranjos pseudo-secundários. Por número de inclusões da zona rica em siderofilita homoge- outro lado, diferentemente das duas zonas do greisen 1, neíza abaixo de 280°C (Figura 61d). 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 popu- lação 3 e ocorrem como inclusões primárias isoladas. Nos ensaios de resfriamento somente alguns dados de T foram obtidos tanto em quartzo quanto em fluorita, eu parcialmente devido ao tamanho muito pequeno das inclusões. As inclusões AQ da população 2 forneceram valores de Tm entre -6,8 e -4,6 °C, enquanto as da ice população 3 mostram valores no intervalo de -2,5 a -0,6 °C; ambas populações apresentam T maiores ou eu próximas de -21,2 °C, a temperatura eutética do sistema salino H O-NaCl (Figura 58). A distribuição das inclusões 2 aquosas no diagrama Th salinidade (Figura 60c) enfatiza que as diferenças microtermométricas principalmente Tm ( oC) entre as populações 3 e 5 tornam-se menos significativas ice e podem ser resultantes de processos de interação mais Figura 59 Diagrama T versus Tm mostrando a ampla eu ice intensos. Os trends 1 e 2 (Figura 60), como será discutido variação composicional dos fluidos aquosos associados com adiante, representam processos de mistura que causaram a formação dos greisens e epissienitos potássicos em Pitinga. diluição. Todos os dados foram obtidos em quartzo. Temperaturas As temperaturas de fusão de CO das inclusões AC eutéticas de acordo com Borisenko (1977). Abreviações: Gs1, 2 2C caem entre -57,1 e -56,8°C, próximas do ponto triplo Gs2, Gs3 = greisens 1, 2 e 3, respectivamente; ZT = zona rica de CO puro (Figura 61a). A fase carbônica homogeneí- em topázio; ZS = zona rica em siderofilita; ZF = zona rica em 2 za no estado líquido no intervalo +28,3 a +29,3°C (Figura fengita; ZC = zona rica em clorita; EpsK = epissienito potássico. n = número total de medidas. Os campos sombrea- 60b), e as temperaturas de fusão do clatrato variam de dos referem-se às seis populações de IF aquosas descritas no +5 a +6,3°C, exceto um valor de +13,0°C (Figura 61c). A texto (cf. Tabela 17), enquanto os campos tracejados refe- salinidade da IF Gs2c-III/14 (Tabela 18), na qual a fase rem-se aos fluidos associados com cada uma das amostras carbônica consiste em CO puro, é equivalente a 7,47 % 2 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 res pseudo-secundários. A feição mais marcante é a ocor- (1986). As IF do subtipo 2A2 homogeneízam na fase aquo- rência de clusters de IF com grande variação nas razões sa entre 285 e 355°C, e as do subtipo 2A1 homogeneízam vapor/líquido, a qual também é observada nas amostras na fase carbônica em torno de 345°C; as inclusões dos do epissienito potássico (Figura 58h). subtipos 2C2 e 2C1 homogeneízam na fase aquosa, res- A população 6 é a mais abundante em todos os cris- pectivamente, no intervalo de 282 a 339°C e ao redor de tais investigados. Estudos detalhados em um dos cristais 302°C (Figura 61d). demonstram correlação negativa entre a salinidade cres- As análises Raman revelaram o predomínio de CO cente e as Th decrescentes das inclusões do centro em 2 na fase carbônica das inclusões AC, com pequenas quan- direção àquelas da borda do cristal. Na borda foram ob- tidades de CH e traços de H S detectado em somente servados mais comumente hidratos de sal, juntamente com 4 2 uma amostra (Tabela 18). diminutos cristais de saturação de halita, indicando aumento de salinidade nos estágios finais da precipitação Greisen 3 rico em fengita do cristal hospedeiro. As T das inclusões aquosas das quatro populações eu Neste sítio foram estudados cinco cristais de quartzo deste greisen variam entre -61,9 e -40,2°C (Figura 59), da amostra F12/52,65 m. O quartzo tem formas poligona- indicando a presença de NaCl, FeCl e CaCl como solu- 2 2 lizadas e seus grãos apresentam contatos retilíneos entre tos importantes. Os valores menores que -52°C têm sido si, caracterizando texturas de preenchimento de cavida- considerados como T metaestáveis do sistema H O- eu 2 des. Sua superfície mostra aspecto sujo, conferido por NaCl-CaCl (Davis et al., 1990) ou o resultado das tran- 2 IF grandes e irregulares, que vazaram em decorrência da sições de fase do gelo hexagonal em fluidos de composi- preparação da lâmina bipolida. ção idêntica (Walker & Samson, 1998). Os valores de A assembléia típica desta amostra é representada por Tm distribuem-se caracteristicamente no intervalo de - ice associação de IF AQ das populações 1, 2, 4 e 6 distribu- 7,7 a -2,5°C para a população 2, de -16,7 a -14,9°C para ídas aleatoriamente (Figura 58e). Em alguns cristais, a a população 4 e entre -26,0°C e -18,9°C para a popula- população 6 é localmente encontrada em arranjos plana- ção 6 (Figura 59). As temperaturas de fusão de hidroha-

(a) (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 CO (TmCO ); 2 2 (b) Temperatura de homogeneização de CO (ThCO ); (c) Tem- 2 2 peratura de fusão do clatrato (Tm ); (d) Temperatura de clath 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 populações no diagrama Th salinidade (Figura 60e) en- altas do que a Tm e variam entre -19,6 e -6,1°C, cor- fatiza suas diferenças. As inclusões aquosas da popula- ice respondendo a concentrações entre 15 e 19 % em peso ção 6 representam líquido derivado da zona rica em fen- de NaCl e 8 a 11 % em peso de CaCl , de acordo com gita do greisen 3 (ver Figura 60d), que foram aprisiona- 2 Borisenko (1977). As principais características microter- das nos estágios tardios de um processo representado pelo mométricas e as relações entre as quatro populações po- trend 3, enquanto a população 5 poderia representar um dem ser vistas no diagrama Th salinidade (Figura 60d). processo de diluição, ilustrado pelo trend 2. O trend 3 é interpretado como resultante de processo de salinidade crescente devido à interação fluido-rocha, que Epissienito potássico gerou um fluido mais frio e de salinidade moderada a alta nos estágios tardios. Neste domínio, foram estudados três cristais de quart- As inclusões ricas em vapor (F = 0,1-0,4) mostram T zo da amostra F12/61,26 m. Os grãos de quartzo também h (L + V → V) variando entre 340 e 370°C e salinidades mostram formas poligonalizadas, representativas de pre- equivalentes a 6-10 % em peso de NaCl. Essas inclusões enchimento de cavidades. Da mesma forma que quartzo (não mostradas na Figura 60d), contudo, não homo- da zona rica em fengita do greisen 3, mostra aspecto sujo, geneízam ao longo do mesmo intervalo de temperatura devido às IF grandes. das inclusões ricas em líquido coexistentes. As análises A principal assembléia nesta amostra consiste em Raman realizadas em IF selecionadas demonstram que associação das populações 6 e 4 em clusters de inclusões sua fase vapor consiste somente de água. primárias distribuídas aleatoriamente ou em arranjos tridimensionais (Figura 58). Significativamente, em dois Greisen 3 rico em clorita cristais de quartzo examinados, as inclusões euédricas da população 6 estão dispostas nas porções centrais dos Neste domínio foram estudados nove cristais de quartzo cristais enquanto as inclusões irregulares da população 4 da amostra F9/33,73 m, os quais apresentam dois tipos ocorrem nas bordas, onde usualmente apresentam feições morfológicos: um tipo anédrico, predominante, e um tipo de estrangulamento. Localmente, ocorrem clusters de IF euédrico. O tipo anédrico ocorre disseminado na rocha e com razões líquido/vapor extremamente variáveis (Figura contém inúmeras inclusões de clorita e pirita, o que lhe 58h), similares àquelas observadas no greisen 3 rico em confere textura poiquilítica. O tipo euédrico ocorre em fengita. cristais poligonalizados, preenchendo cavidades. Ambos As temperaturas eutéticas variam de -58,1 a -35,2°C, os tipos mostram associação de IF AQ da população 6 indicando que NaCl, FeCl e CaCl estão presentes como 2 2 (dominante) com inclusões AQ da população 5, esta últi- solutos. A distribuição dos dados em diagrama T Tm eu ice ma ocorrendo em arranjos planares pseudo-secundários. (Figura 59) mostra que a população 4, com Tm varian- ice A feição textural mais marcante da população 6 é a ocor- do entre -14,8 e -6,1°C, poderia corresponder a fluidos rência de finas fibras de clorita imersas na fase líquida ricos em NaCl ± FeCl . Por sua vez, a população 6, com 2 das cavidades (Figura 58f). Essas fibras são interpreta- Tm variando de -25,7 a -17,2°C, corresponderia a flui- ice das como minerais capturados, sugerindo precipitação dos ricos em NaCl ± CaCl . Deve ser observado, tam- 2 contemporânea de clorita e quartzo. bém, que as inclusões com valores de Tm ao redor de - ice Os dados de T de ambas as populações aquosas in- 15°C marcam a transição entre as duas populações. Como eu dicam que CaCl é o soluto dominante nos fluidos duran- tal, a população 6 poderia representar o produto final da 2 te a precipitação de quartzo na zona rica em clorita (Fi- evolução de fluido originado na zona rica em fengita do gura 59). Entretanto, as temperaturas eutéticas mais bai- greisen 3, como indicado pelo trend 3 (Figura 60f), en- xas (ao redor de -75°C) parecem indicar a presença de quanto a população 4 é interpretada como o registro de outros cátions dissolvidos, além de Ca2+ ou metaestabili- processo de mistura de fluidos (trend 2). dade, como discutido anteriormente. A distribuição de algumas inclusões entre -52 e -37°C (Figura 59) também Condições de P & T de aprisionamento dos fluidos sugere a presença de FeCl em solução. Os valores de 2 Tm variam entre -24,8 e -15°C e entre -6 e -1,1°C para A estimativa das condições de aprisionamento dos flui- ice as populações 6 e 5, respectivamente (Figura 59). Algu- dos aquosos e aquo-carbônicos nos greisens 1 e 2 foi ba- mas temperaturas de fusão de hidrohalita em inclusões seada no método do cruzamento de isócoras represen- da população 6 se distribuem entre -13,9 e -7,1°C e cor- tando dois fluidos distintos, mas contemporâneos, aprisio- respondem a concentrações variando entre 14 e 15 % nados em diferentes inclusões dentro do mesmo cristal em peso de NaCl e entre 12 e 11 % em peso de CaCl , de (Roedder & Bodnar, 1980; Roedder, 1984). 2 acordo com Borisenko (1977). A distribuição das duas

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) (a) para o sistema H O-NaCl, utilizando o software MacFlin- 2 Cor (Brown & Hagemann, 1994), enquanto as isócoras dos fluidos aquo-carbônicos foram calculadas pela equa- ção de estado de Kerrick & Jacobs (1981) para o sistema H O-NaCl-CO -CH . A partir destes cálculos, cons- 2 2 4 truíram-se diagramas P-T mostrando isócoras representativas de IF aquo-carbônicas e aquosas, com suas res- pectivas variações de densidade. A assembléia coexistente, formada por inclusões AC e AQ da população 1, representa o aprisionamento simul- tâneo 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/ (b) 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 con- dições 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 (c) 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 in- clusões 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 Figura 62 Diagrama pressão versus temperatura mostrando e temperatura calculadas acima são também válidas para isócoras cobrindo a variação de composição e de densidade o sítio hidrotermal do greisen 3 rico em fengita. Por outro dos fluidos aquosos e aquo-carbônicos aprisionados no lado, as temperaturas mais baixas parecem ter prevaleci- quartzo dos greisens 1 e 2. (a) as isócoras C e D referem-se, do nos sítios de formação do greisen 3 rico em clorita e respectivamente, a IF AC do tipo 2C1 e 2B, ambas coexistindo do epissienito potássico. Este greisen provavelmente é o com IF AQ da população 1, representadas pelas isócoras A e produto final da evolução hidrotermal em Pitinga, em que 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; os fluidos aquosos mais frios e mais salinos foram (c) as isócoras K e L representam IF AC do tipo 2C1, ambas aprisionados. coexistindo com IF AQ (isócoras I e J) da população 2. As Profundidades na crosta podem ser inferidas a partir áreas sombreadas em a, b e c representam as condições de determinações de pressão baseadas em estudos de estimadas de P T durante o aprisionamento simultâneo dos inclusões fluidas, considerando-se que as condições de 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 determina- Tabela 19 Análises de isótopos de O e H em amostras dos das representariam condições entre litostática e hidrostá- Granitos Europa, Madeira e Água Boa (valores normalizados tica (Roedder & Bodnar, 1980; Hagemann & Brown, em relação a SMOW). 1996). Em profundidades epizonais (< 6 km ou < 150 MPa) podem ocorrer condições de pressão transicional, o que torna difícil definir rigorosamente um único gradiente ge- obarométrico (Hagemann et al., 1994). No entanto, evi- dências 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.

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 nito de borda do Granito Madeira, assim como nas amos- subprojeto estanho, as análises foram centradas em gra- tras do Granito Europa (Figura 63), não apresentam vari- nitos portadores de mineralizações e em rochas hidroter- ações muito expressivas, concentrando-se no intervalo mais mineralizadas. As análises foram realizadas nos la- entre 7,7 e 8,8. Esses valores são similares aos nor- boratórios especializados do departamento de Geological malmente fornecidos por quartzo, tanto em granitos de Sciences and Geological Engineering, da Queens Uni- um modo geral (Taylor, 1978; Sheppard, 1986), quanto versity, em Kingston, Canadá, sob a supervisão do Pro- em granitos similares aos estudados, como os granitos fessor Kurt Kyser. Foram analisados essencialmente os anorogênicos tipo A da Amazônia Oriental (DallAgnol et isótopos de oxigênio e, em alguns casos, de hidrogênio, al. 2005) e da porção central e SW dos Estados Unidos de concentrados de minerais. Nas amostras do Granito (Anderson & Morrison 2005). Em relação aos granitos Madeira foi analisado exclusivamente quartzo, ao passo do tipo A mesoproterozóicos dos Estados Unidos, os gra- que em amostras do Granito Água Boa foram analisados nitos Madeira e Europa aproximam-se mais dos granitos concentrados de quartzo e feldspatos, e, em certas amos- das séries magnetita e ilmenita, embora os últimos ten- tras, de topázio, siderofilita e clorita + fengita (Tabela 19). dam a apresentar valores de δO18 um pouco inferiores Foram analisadas igualmente duas amostras de concen- aos obtidos em Pitinga. Cabe destacar, ainda, que os albi- trado de quartzo de granitos peralcalinos do Granito Eu- ta-granitos de núcleo e borda do Granito Madeira não ropa para comparações. apresentam diferenças significativas em relação aos de- Os valores de δO18 normalizados em relação ao mais granitos, o que fortalece a hipótese de sua origem SMOW obtidos em concentrados de quartzo das fácies magmática ou, alternativamente, de derivação a partir de anfibólio-biotita-sienogranito, biotita-granito, granito por- fluidos magmáticos. firítico hipersolvus, albita-granito de núcleo e albita-gra-

467 Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas

Os dados disponíveis para o Granito Água Boa são O fato de concentrados de albita dos epissienitos sódi- mais diversificados e permitem uma melhor visualização cos fornecerem valores de δO18 similares aos de quartzo dos efeitos dos processos hidrotermais sobre a evolução e feldspatos das diferentes fácies graníticas e muito con- das rochas mineralizadas. Em diversas amostras de gra- trastantes com a maior parte dos concentrados de clorita nitos encaixantes de rochas hidrotermalizadas portadoras e fengita das rochas hidrotermalizadas é significativo (Ta- de mineralizações, foram analisados pares de concentra- bela 19; Figura 64). Isso sugere que a albita, ainda que de dos de quartzo e feldspatos. Excetuando-se as rochas origem hidrotermal, deve ter se formado a partir de flui- portadoras de feldspatos avermelhados, cujos valores de dos de alta temperatura, provavelmente derivados de flui- δO18 são superiores ao conjunto dominante (Tabela 19; dos residuais da cristalização magmática. Figura 64), os valores obtidos para quartzo e feldspatos Dentre as fases presentes nos greisens, o quartzo apre- nas mesmas amostras são muito próximos e superpõem- senta valores de δO18 similares aos obtidos nesse mesmo se àqueles obtidos para as diferentes fácies do Granito mineral em diferentes granitos. O topázio exibe valores Madeira, evidenciando a preservação da assinatura iso- ora um pouco inferiores ao de quartzo da mesma amos- tópica magmática do oxigênio nessas rochas (Anderson tra, ora claramente inferiores e próximos dos fornecidos & Morrison, 2005). Já os valores distintos e mais eleva- por siderofilita (Tabela 19; Figura 64). Neste último caso dos, obtidos nos epissienitos potássicos e granitos forte- tem-se indicação da possível influência nos greisens de mente hidrotermalizados com feldspatos de cor vermelho alta temperatura (Borges, 2002) de fluidos hidrotermais tijolo, indicam a influência de intenso processo de oxida- modificando a assinatura isotópica magmática original. ção, o qual afetou o equilíbrio isotópico do sistema. Vari- Modificações no sistema isotópico ficam, entretanto, mais ações similares foram descritas em diversos granitos do evidentes no caso de concentrados de clorita + fengita, tipo A, incluindo granitos rapakivi (Wenner & Taylor, 1976; fases dominantes nos greisens de baixa temperatura e Kim, 1989; Dempster et al., 1994), conforme destacado nas cavidades dos epissienitos. Tais minerais fornecem, por Anderson & Morrison (2005). com uma única exceção, valores de δO18 na ordem de

d18O SMOW ()

SiO (% em peso) 2

Figura 63 Diagrama SiO vs δ 18O SMOW () para as rochas Figura 64 Diagrama SiO vs δ 18O SMOW () para as rochas 2 2 dos granitos Madeira e Europa. 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; Ta- bela 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 cavi- Figura 65 Diagrama SiO vs δ 18O SMOW () mostrando os dades em epissienitos sódicos. O comportamento dos isó- 2 topos de oxigênio é coerente com o modelo de evolução dados isotópicos integrados relativos aos granitos Madeira, hidrotermal deduzido a partir do estudo de inclusões flui- Europa e Água Boa. das, conforme discutido em capítulo precedente. 1. Depósitos estaníferos relacionados com fácies tar- IX. MODELOS GENÉTICOS E CRITÉRIOS dias de maciços de afinidade rapakivi (topázio-gra- PROSPECTIVOS DE DEPÓSITOS DE nitos, albita-granitos e biotita-granitos), ricas em ESTANHO NA AMAZÔNIA flúor, peraluminosas, cristalizadas em condições redutoras, com greisens, venulações e stockworks associados. É o tipo predominante na Província Os depósitos de Sn até hoje identificados no cráton Estanífera de Rondônia (Bettencourt et al., 1995, Amazônico estão, invariavelmente, associados a granitos 2005), na região do Xingu (Teixeira et al., 2002), similares aos classificados geoquimicamente como de tipo Surucucus (DallAgnol et al., 1999a). Ocorre tam- A, intraplaca, ou, de um modo geral, anorogênicos. São bém na Província Pitinga, no Granito Água Boa granitos que mostram fracionamento avançado, altos te- (Daoud & Antonietto Jr., 1985; Borges, 1997, 2002). ores de F e geralmente fazem parte de associações lito- 2. Depósitos estaníferos associados a epissienitos: o lógicas afins às suítes de granitos rapakivi (DallAgnol et único exemplo no cráton Amazônico foi descrito al., 1999a,b). Esses aspectos gerais os distinguem de gra- no Granito Água Boa da Província Pitinga (Costi nitos portadores de mineralização em Sn de ambientes et al., 2002), não tendo ainda sido identificado nas colisionais, peraluminosos, classificados como de tipo S, demais províncias estaníferas do cráton. Os teores tais como os dominantes no sudeste da Ásia, e de grani- em Sn neste tipo de depósito são elevados, porém tóides estaníferos metaluminosos ou peraluminosos, clas- as zonas mineralizadas são descontínuas e seus sificados como de tipo I ou S, componentes dos batolitos volumes relativamente baixos, o que dificulta seu andinos (Lehmann, 1990; Haapala, 1988). aproveitamento econômico. Em termos de sua gênese, os depósitos de Sn do crá- 3. Depósitos estaníferos associados a albita-granitos ton Amazônico podem ser agrupados em três tipologias peralcalinos excepcionalmente ricos em flúor, cris- principais: talizados em condições oxidantes, portadores de mineralização de Sn, Nb (Ta), F, Zr, Li. Tipo muito

469 Depósitos de Estanho da Mina Pitinga, Estado do Amazonas

raro, mesmo em termos mundiais, cujo único exem- ram as fácies geoquimicamente mais fracionadas. plo conhecido é a fácies albita-granito do Granito Isso pode ser verificado através de indicadores Madeira, na Província Pitinga. Apesar de sua rari- geoquímicos, como teores de F mais elevados, al- dade, desperta grande interesse devido aos altos tas razões Rb/Sr e Rb/Ba, baixas razões Zr/Rb e teores e volumes e diversidade da mineralização. K/Rb, entre outros. A vinculação desses depósitos com determinada linha- e) nessas áreas, devem ser priorizadas as que exi- gem de rochas graníticas, com características petrográfi- bem transformações hidrotermais mais intensas, re- cas e geoquímicas bem conhecidas e estudadas, permite presentadas por greisenização, albitização ou epis- a sugestão de um conjunto de critérios e modelos aplicá- sienitização. Nesse ponto, estudos petrográficos mi- veis à sua prospecção no cráton Amazônico. Estes crité- croscópicos podem ser de grande valia, por permi- rios prospectivos abrangem aspectos observáveis tanto tir uma correta avaliação da natureza e intensida- em escala regional quanto de maciço, dentre os quais se de dos processos de alteração subsolidus. Além destacam os seguintes: disso, a presença de cassiterita em rochas hidro- a) numa primeira etapa, em escala regional, deve ser termalizadas é evidência óbvia do potencial do ma- feita a seleção de áreas com ocorrência expressi- ciço. va de rochas graníticas de tipo A sem deformação significativa, cristalizadas em níveis crustais rasos Agradecimentos ou subvulcânicas. Tais características podem ser avaliadas preliminarmente através de exames pe- Aos convênios ADIMB/CT-Mineral (FINEP) e trográficos de rotina e confirmadas por análises ADIMB/DNPM pelo apoio financeiro para a realização geoquímicas de elementos maiores e traço em ro- deste trabalho, em especial pela bolsa DTI concedida a cha total; Régis M. K. Borges. À Mineração Taboca S/A, do Gru- b) os granitos estaníferos de tipo A, por serem geo- po Paranapanema, pelo acesso à área, aos testemunhos quimicamente evoluídos, são enriquecidos em am- de sondagem, apoio em trabalho de campo e pela autori- pla gama de elementos de alto raio iônico, dentre zação incondicional na divulgação dos dados obtidos por os quais Zr, Nb, Y, U e Th. Os dois últimos elemen- meio das teses de doutoramento de Hilton T. Costi e Ré- tos, assim como K, elemento dominante entre os gis M. K. Borges e pesquisas de TCC e IC de José Ari- alcalinos em granitos rapakivi, são radiogênicos e, matéia C. de Almeida e Gilmara R. L. Feio. Ao Centro de dependendo de sua concentração, podem gerar anomalias radiométricas salientes, passíveis de detec- Geociências da Universidade Federal do Pará e ao Mu- ção por sensores remotos em levantamentos regi- seu Paraense Emílio Goeldi pela utilização de suas insta- onais de detalhe e semidetalhe. A presença de ano- lações e infra-estrutura. A Raimundo Netuno Nobre Vi- malias radiométricas é, portanto, ferramenta im- llas e Kazuo Fuzikawa pela colaboração decisiva nos es- portante na distinção entre diferentes tipologias de tudos dos fluidos e processos hidrotermais; a Candido rochas granitóides e na identificação preliminar da Augusto Veloso Moura nas datações de rochas no Labo- localização de fácies mais evoluídas (Paradella et ratório de Geologia Isotópica (Pará-Iso) do CG/UFPA; a al., 1998). Isso contribui na definição de áreas po- Cláudio Nery Lamarão pelo apoio em estudos de micros- tencialmente favoráveis ao desenvolvimento de copia eletrônica de varredura no LABMEV do CG/ mineralização, que em geral concentra-se nas fá- UFPA; a Artur Cezar Bastos Neto e equipe do IG/UFR- cies mais evoluídas e com assinaturas radiométri- GS por discussões e trocas de informações durante o cas mais intensas; desenvolvimento do projeto e pelo auxílio na preparação c) uma vez feita a seleção de áreas mais favoráveis, a de amostras e colaboração na obtenção dos dados de isó- aplicação de métodos clássicos de prospecção alu- topos estáveis. vionar, incluindo o estudo da evolução terciária e O texto final foi grandemente melhorado graças à cui- quaternária, com o possível reconhecimento de pa- dadosa revisão feita pelo prof. Reinhardt A. Fuck, pela leocanais, pode indicar a presença de cassiterita; qual os autores agradecem. Os erros remanescentes, d) dentro de um maciço granítico, o detalhamento da porém, devem ser debitados exclusivamente a estes. pesquisa deve buscar a seleção de áreas onde ocor-

470 Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia

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