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MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃO
UNIVERSIDADE FEDERAL DE MATO GROSSO
FACULDADE DE GEOCIÊNCIAS
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS
Uendel Chaves Barroso
O DEPÓSITO EPITERMAL DE MANGANÊS DE ÁGUAS
CLARAS: TEXTURA MINERAL, CARACTERIZAÇÃO DE
FLUIDOS E IDADE U-PB DA ROCHA HOSPEDEIRA
Dr. Jayme Alfredo Dexheimer Leite
CUIABÁ
2017
ii
UNIVERSIDADE FEDERAL DE MATO GROSSO
REITORIA
Reitora
Profª. Drª. Myrian Thereza de Moura Serra
Vice-Reitor
Prof. Dr. Evandro Aparecido Soares da Silva
PRÓ-REITORIA DE PÓS-GRADUAÇÃO
Pró-Reitora
Profª. Drª. Ozerina Victor de Oliveira
FACULDADE DE GEOCIÊNCIAS
Diretor
Prof. Dr. Paulo César Corrêa da Costa
Diretor Adjunto
Prof. Dr. Carlos Humberto da Silva
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS
Coordenador
Prof. Dr. Ronaldo Pierosan
Vice-Coordenador
Prof. Dr. Jayme Alfredo Dexheimer Leite
iii
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
N° 89
O DEPÓSITO EPITERMAL DE MANGANÊS DE ÁGUAS
CLARAS: TEXTURA MINERAL, CARACTERIZAÇÃO DE
FLUIDOS E IDADE U-PB DA ROCHA HOSPEDEIRA
Uendel Chaves Barroso
Dr. Jayme Alfredo Dexheimer Leite
CUIABÁ
2017
Dissertação apresentada ao Programa de Pós-
Graduação em Geociências da Faculdade de
Geociências da Universidade Federal de Mato
Grosso como requisito parcial para a obtenção
do Título de Mestre em Geociências.
iv
Dados Internacionais de Catalogação na Fonte.
B277d Barroso, Uendel Chaves.
O Depósito Epitermal de Manganês de Águas Claras textura mineral, caracterização de fluidos e idade U-Pb da rocha hospedeira : textura mineral, caracterização de fluidos e idade U-Pb da rocha hospedeira / Uendel Chaves Barroso. -- 2017
54 f. ; 30 cm.
Orientadora: Jayme Alfredo Dexheimer Leite. Dissertação (mestrado) – Universidade Federal de Mato Grosso, Instituto de
Ciências Exatas e da Terra, Programa de Pós-Graduação em Geociências, Cuiabá, 2017.
Inclui bibliografia.
1. Manganês hidrotermal. 2. inclusões fluidas. 3. textura de quartzo. I. Título.
Ficha catalográfica elaborada automaticamente de acordo com os dados fornecidos pelo(a) autor(a).
Permitida a reprodução parcial ou total, desde que citada a fonte.
v
O DEPÓSITO EPITERMAL DE MANGANÊS DE ÁGUAS CLARAS:
TEXTURA MINERAL, CARACTERIZAÇÃO DE FLUIDOS E IDADE U-PB DA
ROCHA HOSPEDEIRA
______________________________________________________________________
BANCA EXAMINADORA
_______________________________________
Dr. Jayme Alfredo Dexheimer Leite
Orientador(a)
_______________________________________
Dr. Francisco Egídio Cavalcante Pinho
Examinador(a) Interno (UFMT)
_______________________________________
Dr. Antônio João Paes de Barros
Examinador(a) Externo (METAMAT)
_______________________________________
Dr. Elzio da Silva Barboza
Examinador(a) Sulplente (UFMT)
vi
Dedicatória
Dedico esse trabalho a minha família e a minha mãe, pelo amor que sempre me
dedicou...
vii
Agradecimentos
A presente dissertação de mestrado não poderia chegar a bom porto sem o
precioso apoio de várias pessoas. Em primeiro lugar, não posso deixar de agradecer ao
meu orientador, Professor Doutor Jayme Alfredo Dexheimer Leite, por toda a paciência,
empenho e sentido prático com que sempre me orientou neste trabalho. Muito obrigado
por me ter corrigido quando necessário sem nunca me desmotivar, sei que o senhor me
chamava a atenção para que eu crescesse como pesquisador, lembrarei para sempre de
suas palavras direcionadas à mim como as de um pai que quer o melhor para o seu.
Desejo igualmente agradecer a todos os meus colegas do Mestrado e da
Graduação em geociências da UFMT, especialmente a Vinicius (Billy Joe), Tiago
Hatanaka (Japonês), Maximiliano Junior, Talitta Nunes, Fernanda Bretas, Ianna, Valeria
Schmidt e aos calouros da República Derrame (Baguncinha, Divagar, Baguim, Koreia e
o Chato) cujo apoio e amizade estiveram presentes em todos os momentos.
Agradeço aos funcionários e técnicos (especialmente ao Jonas Rambo) da Faculdade de
Geociências, que foram sempre prestáveis.
Por último, quero agradecer à minha família pelo apoio incondicional que me
deram, especialmente a minha mãe Aurelina Maria Chaves, que sempre sorri e sofre junto
comigo nesta incrível jornada que é a vida, sem a senhora eu não seria nada, eu te amo
minha mãe.
viii
Resumo
O depósito de manganês de Águas Claras, situado no médio norte mato-grossense
no município de Juara, está hospedado em uma unidade subvulcanica de composição
dacítica de 1,802 Ma. A zona mineralizada está estruturada segundo um trend
N70W/72NE com aproximadamente 7 metros de largura e consiste de veios de quartzo
fraturados e brechados cujos espaços vazios são preenchidos principalmente por
pirolusita (MnO2) e secundariamente por holandita (Ba2Mn8O16). Todo este conjunto é
tardiamente cortado por sistemas estéreis de stockworks, consistindo de delgados veios
compostos por uma assembleia de albita e quartzo. Os veios de quartzo apresentam
texturas indicativas de deposição primária e episódica (crack and seal), de calcedônia e
calcita e de recristalizações e substituição por quartzo similares as texturas encontradas
em sistemas epitermais de baixa sulfetação. O estudo de inclusões fluídas em quartzo
revelou dois episódios principais de deposição de ganga: um de mais alta temperatura,
em torno de 320°C, representado pela coexistencia de fluidos aquosos e aquo-carbônicos
de salinidade moderada, entre 12 -15% em peso NaCl equivalente e um segundo, de mais
baixa temperatura, entre 190°C e 230°C, aquoso com salinidades baixas a moderadas,
entre 2 e 10% equivalente NaCl. Isótopos de oxigenio para os fluídos em equilibrio com
quartzo variaram, respectivamente, entre 15 e 2 per mil indicando inicialmente um fluído
com características magmáticas que dá lugar a um fluído de características meteóricas. A
geoquímica de minerais e de minério de manganês mostra teores altos de Mn, Ba, Cu e
Sr e baixos para a maioria dos outros elementos analisados, característicos de minério de
origem hidrotermal. A condições de lixiviação, transporte e deposição de minério variam
de ácidas e redutoras para alcalinas e oxidantes como resultados da interação entre fluídos
metaliferos aquecidos e condensados e fluídos meteóricos mais frios. As características
acima apresentadas sugerem o depósito de Aguas Clara ser classificado como um sistema
epitermal oxidante.
Palavras-Chave: Manganês hidrotermal; inclusões fluidas; textura de quartzo.
ix
Abstract
The Águas Claras maganese deposit is located in the middle north of Mato Grosso
in Juara district. It is hosted in a sub-volcanic unit, which has a dacitic composition, and
it is dated of 1.802 Ma. The mineralized zone is structured in a trend N70W / 72NE
approximately 7 meters wide and consists of fractured and brecciated quartz veins whose
voids are filled mainly by pyrolusite (MnO2) and secondarily by holandite
(Ba2Mn8O16). This set is cross- cut by sterile stockwork systems that consist of thin
veins composed of an albite and quartz assembly. The quartz veins show indicative
textures of primary and episodic deposition referred as crack and seal. They are filled
with chalcedony and calcite minerals as well as recrystallization and quartz substitution.
These textures are analogous to those that are found in low sulphidation epithermal
systems. The fluid inclusion study in quartz revealed two major episodes of gangue
deposition: The first demonstrates a higher temperature, around 320 ° C, represented by
the coexistence of aqueous and aqueous fluids of moderate salinity, between 12-15% by
weight Equivalent NaCl. The second presents lower temperature, between 190 ° C and
230 ° C, aqueous with low to moderate salinities, between 2 and 10% NaCl equivalent.
Oxygen isotopes for the fluids in equilibrium with quartz ranged respectively, between
15 and 2 per thousand. It indicates that the fluid has initially characteristics of magmatic
composition evaluating to a meteoric fluid composition. The manganese ore mineral
geochemistry shows high Mn, Ba, Cu and Sr contents and low content for most of the
other elements analyzed, features that revealed characteristic of hydrothermal origin.
Leaching conditions, transport and ore deposition range from acidic and reducing to
alkaline and oxidizing environment due to the interaction between heated metal fluids
and meteoric condensed cooler fluids. The above characteristics suggest that the Aguas
Claras deposit is classified as an oxidant epithermal system.
Keywords: Hydrothermal manganese; fluid inclusion; quartz texture.
x
Lista de Figuras
Figura 1. Mapa de localização do depósito de manganês de Águas Claras em Juara,
MT...................................................................................................................................19 Figura 2. Mapa das províncias geocronológicas do Cráton Amazônico modificado de
Tassinari e Macambira (1999) e a localização da área de estudo no cráton.......................21 Figura 3. Mapa geológico do Alto Estrutural Eugênia Arinos modificado de Santos et al.
(2000), incluído a localização da área de estudo...............................................................22
Figura 4. Mapa geológico do município de Juara e a localização das ocorrências de
óxidos de manganês incluindo o de Águas Claras, modificado de Oliveira e Oliveira
(2003)...............................................................................................................................23
Figura 5. Imagens MEV dos 22 cristais analisados pelo método Pb/Pb e suas respectivas
idades, com a área atingida pelo laser marcada por círculo amarelo.................................24
Figura 6. Diagrama 206Pb/238U versus 207Pb/235U obtido a partir das análises dos
zircões da amostra PJU-15, obtidos com LA-ICP-MS, fornecendo uma isócrona com
intercepto superior em 1802 ± 10 Ma...............................................................................25
Figura 7. Foto da frente de lavra e figura da seção transversal da zona mineralizada
mostrando a geometria da brecha manganífera do depósito de Águas Claras. Detalhe em
tarja vermelha indica o local de onde foi desenhada ilustração.........................................26
Figura 8. Fotografias: (A) minério maciço cimentando, brecha de veio de quartzo; (B)
minério de manganês com textura fibrosa preenchendo espaço vazio em veio de quartzo
formando uma textura crustiforme; (C) minério de Mn com textura em pente preenchendo
fratura entre a encaixante (footwall) e veio de quartzo (hangingwall) com textura
crustiforme; (D) minério de manganês com textura fibrosa e fibro-radial cimentando
brecha de veio de quartzo.................................................................................................27
Figura 9. Fotografias: (A) textura coloforme em veio de quartzo maciço; (B) veio de
quartzo bandado com manganês maciço (C) veio de quartzo com textura crustiforme nas
bordas e em pente no núcleo; (D) veio de quartzo maciço, notar textura lattice bladed
como uma rede de intersecção de laminas de sílica; (E1) brecha silicosa com fragmentos
de sílica microcristalina de cor avermelhadas cimentadas por injeção posterior de quartzo
esbranquiçado. No detalhe drusas de criptomelana na forma de cristais fibrosos; (E2)
brecha com fragmentos da rocha hospedeira de coloração branca, rica em argilominerais
caulinizados e cimentada por quartzo com textura crustiforme, dando ao conjunto uma
textura do tipo cockade; (F) textura cockade composto de núcleo subarredondado,
incrustado por envelope concêntrico de minerais hidrotermais........................................28
Figura 10. Fotografias: (A) stockworcks de quartzo e albita cortando a zona mineralizada;
(B) percolação de carbonato de cobre (malaquita)...........................................................29
Figura 11. Fotomicrografias de texturas primárias: (A) textura crustiforme mostrando
bandas de quartzo fibroso perpendiculares entre si (microtextura em pente nas paredes e
quartzo microcristalino no centro, desenvolvidos a partir de ambas as paredes da fissura,
NX; (B) textura coloforme tipo botroidalexibindo, bandas contínuas de quartzo com
forma arredondada, N//; (C) textura coloforme tipo mamilarmostrando bandas com
terminações agudas e internamente com textura em pente; (D) textura em pente
evidênciando grupos de cristais paralelos a subparalelos de quartzo perpendiculares à
parede do veio, NX. Simbologia utilizada: = coloforme; = microcristalino; =
pente.................................................................................................................................30
Figura 12. Fotomicrografias de texturas de substituição: (A) textura ghost bladed
desenvolvida em massa de quartzo microcristalino de textura coloforme. A textura
coloforme se destaca pela alternância de bandas puras e bandas com alto teor de
xi
impurezas, N//; (B) arranjos paralelos de calcita bladed substituída por quartzo, NX; (C)
textura de calcita lattice bladed substituída por quartzo. Notar cavidades poliedrais
preenchidas por quartzo microcristalino, N//; (D) detalhe da textura calcita lattice bladed
substituída por quartzo. Notar também textura coloforme de calcedônia no canto inferior
e drusa milimétrica no canto superior direito....................................................................31
Figura 13. Micrografias de texturas de recristalização: (A) textura flamboyant é vista em
toda a superfície do cristal em bandas, NX; (B) textura em mosaico caracterizada por
agregados de cristais de quartzo microcristalinos ou cristalinos com limites irregulares e
interpenetrados, NX; (C) e (D) textura flameante de preenchimento (microfissura), dado
pela recristalização da calcedônia. Na imagem se observa, respectivamente, da borda para
o centro, a variação de quartzo de textura microcristalina para quartzo com textura fibrosa
indicando a evolução da recristalização, N// e NX respectivamente.................................32
Figura 14. Fotomicrografias das inclusões fluidas; (A) FIA1 mostrando homogeneidade
do grau de preenchimento e (B) FIA2 mostrando grau de preenchimento inconsistente;
(C) exemplo de inclusão que sofreu necking down...........................................................33
Figura 15. Histogramas dos dados microtermométricos das inclusões fluidas das FIA'S
1 e 2. (A) frequência das temperaturas de homogeneização total da FIA 1; (B) frequência
das temperaturas de homogeneização total da FIA 2; (C) frequência das temperaturas de
fusão do gelo; (D) frequência das temperaturas de fusão do clatrato; (E) Homogeneização
x salinidade onde: - inclusões fluidas aquosas da FIA2, - inclusões fluidas aquosas
da FIA1, - inclusões fluidas aquocarbônicas da FIA1....................................................36
Figura 16. Imagem de elétrons retroespalhados: (A) pirolusita com hábito romboédrico
à prismático e do tipo agulha e em (B) na forma de prismas curtos e por veze maciça; a
numeração marca os alvos onde foram realizadas análises de microssonda
eletrônica.........................................................................................................................38
Figura 17. Fotomicrografias, (A) pirolusita com habito mais fibroso e holandita na forma
de grãos finos e com forte anisotropismo; (B) Pirolusita na forma tabular e logo abaixo
holandita isotrópica em seção basal..................................................................................38
Figura 18. Diagnósticos, (A) (Na x Mg em %) para diferenciar depósito supergênico
marinho e de água fresca, conforme Nicholson (1992); (B) (Co+Ni) versus
(As+Cu+Pb+V+Zn em %), conforme Nicholson (1990); (C) (Cu+Ni+Co)*10– Fe-Mn
(em %)nde acordo com Cretar et al. (1982)......................................................................41
Figura 19. Fotomicrografias: (A) variação textural da fase (F1) de preenchimento mostra,
uma textura do tipo crustiforme fraturada e soldada pela fase (F2) distinguida pela sílica
gel de granulação mais fina; (B) a fase (F1) com desenvolvimento de textura coloforme
em meio a sílica microcristalina que também desenvolve texturas secundárias de
substituição como ghost bladed. Um segundo pulso de fluidos termais (F2) composto de
sílica microcristalina mais fina intrude a fase (F1) carregando consigo um fragmento da
encaixante ainda com veio primário, N//..........................................................................42
Figura 20. Sequência paragenética dos cinco estágios da mineralização. O Qtz1
representa o quartzo depositado nafase F1, o Qtz2 representa o quartzo depositado na fase
F2 e o Qtz3 representa o quartzo em conjunto com albita depositado na fase
F4.....................................................................................................................................43
Figura 21. Bloco diagrama ilustrando a evolução estrutural e paragenética do deposito
de Águas Claras: (A) início da estruturação com instalação de sistema de cisalhamento
próximo aos lineamentos principais; deposição de quartzo, gel de sílica e sílica
microcristalina juntamente com calcita (que posteriormente é substituída por quartzo),
dando origem a texturas primárias e de substituição; (C) vários eventos crack and seal
formaram uma brecha silicosa que solda tanto fragmentos angulosos a subanglosos da
rocha encaixante, quanto de veios de quartzo; (D) finalizando a estruturação do depósito
xii
de Águas Claras ocorre uma maior concentração de veios econômicos, principalmente
junto ao hangwall; (E) implantação de sistema tardio de stockworck de quartzo e albita
possivelmente alterando para montmorilonita; finalizando com a percolação de
carbonatos de cobre de cor verde (malaquita)...................................................................43
Figura 22. Diagrama homogeneização por salinidade.....................................................46
xiii
Lista de Tabelas
Tabela 1. Sumário das idades U-Pb em zircões da amostra PJU-15 (LA-ICP-MS,
(MultiLab) UERJ)............................................................................................................25
Tabela 2. Sumário dos dados das inclusões de fluidos do Depósito de Águas Clara..... 34
Tabela 3. Dados de isótopos de oxigênio para fragmentos de cristais de quartzo do
depósito de Águas Claras.................................................................................................37
Tabela 4. Resultado das análises por microssonda eletrônica da seção polida PJU-22 (em
%).....................................................................................................................................39
Tabela 5. Dados da análise química para amostras de minério de manganês do depósito
de Águas Claras................................................................................................................39
xiv
Lista de Anexos
Normas de formatação da Revista do Instituto de Geociências – USP..............................53
xv
Sumário
Agradecimentos...............................................................................................................vii
Resumo...........................................................................................................................viii
Abstract.............................................................................................................................ix
Artigo Científico a ser submetido para publicação na revista do Instituto de Geociências
– USP...............................................................................................................................16
INTRODUÇÃO .............................................................................................................. 17 MATERIAIS E MÉTODOS ........................................................................................... 19 CONTEXTO GEOLÓGICO .......................................................................................... 20 O DEPÓSITO DE MANGANES DE ÁGUAS CLARAS ............................................. 22 Rocha hospedeira ............................................................................................................ 22 GEOCRONOLOGIA DA HOSPEDEIRA ..................................................................... 24 CARACTERIZAÇÃO DA ZONA MINERALIZADA ................................................. 26 Texturas de veios de quartzo .......................................................................................... 29 INCLUSÕES FUIDAS ................................................................................................... 32 Petrografia ...................................................................................................................... 32 Microtermometria ........................................................................................................... 33 Evolução dos fluídos ...................................................................................................... 35 ISÓTOPOS DE OXIGÊNIO .......................................................................................... 36 O MINÉRIO DE MANGANÊS ..................................................................................... 37 Petrografia e química mineral......................................................................................... 37 Geoquímica do minério .................................................................................................. 39 Paragênese e evolução textural ....................................................................................... 41 DISCUSSÕES E CONCLUSÕES ................................................................................. 44 Rocha hospedeira ............................................................................................................ 44 Veios e brechas ............................................................................................................... 44 Fluídos ............................................................................................................................ 45 Profundidade da mineralização ...................................................................................... 46 Fonte de Mn, transporte e deposição .............................................................................. 46 Tipo de depósito ............................................................................................................. 47 AGRADECIMENTOS ................................................................................................... 47 REFERÊNCIAS ............................................................................................................. 47 Anexos.............................................................................................................................53
16
Artigo Científico a ser submetido para publicação na revista do Instituto de
Geociências - USP
O Depósito Epitermal de Manganês de Águas Claras: textura mineral,
caracterização de fluidos e idade U-Pb da rocha hospedeira The Epíblemal Manganese Depot of Águas Claras: mineral texture, fluid
characterization and U-Pb age of the host rock
Uendel Chaves Barroso¹, Jayme Alfredo Dexheimer Leite¹ Programa de Pós-Graduação em Geociências, Faculdade de Geociências, Universidade Federal
de Mato Grosso, Av. Fernando Corrêa da Costa, caixa postal, 2367, Bairro Boa Esperança
Cidade Universitária, Cuiabá, MT, BR, CEP 78.060-900 ([email protected];
Resumo O depósito de manganês de Águas Claras, situado no médio norte mato-grossense
no município de Juara, está hospedado em uma unidade subvulcanica de composição
dacítica de 1,802 Ma. A zona mineralizada está estruturada segundo um trend
N70W/72NE com aproximadamente 7 metros de largura e consiste de veios de quartzo
fraturados e brechados cujos espaços vazios são preenchidos principalmente por
pirolusita (MnO2) e secundariamente por holandita(Ba2Mn8O16). Todo este conjunto é
tardiamente cortado por sistemas estéreis de stockworks, consistindo de delgados veios
compostos por uma assembleia de albita e quartzo. Os veios de quartzo apresentam
texturas indicativas de deposição primária e episódica (crack and seal), de calcedônia e
calcita e de recristalizações e substituição por quartzo similares as texturas encontradas
em sistemas epitermais de baixa sulfetação. O estudo de inclusões fluídas em quartzo
revelou dois episódios principais de deposição de ganga: um de mais alta temperatura,
em torno de 320°C, representado pela coexistencia de fluidos aquosos e aquo-carbônicos
de salinidade moderada, entre 12 -15% em peso NaCl equivalente e um segundo, de mais
baixa temperatura, entre 190°C e 230°C, aquoso com salinidades baixas a moderadas,
entre 2 e 10% equivalente NaCl. Isótopos de oxigenio para os fluídos em equilibrio com
quartzo variaram, respectivamente, entre 15 e 2 per mil indicando inicialmente um fluído
com características magmáticas que dá lugar a um fluído de características meteóricas. A
geoquímica de minerais e de minério de manganês mostra teores altos de Mn, Ba, Cu e
Sr e baixos para a maioria dos outros elementos analisados, característicos de minério de
origem hidrotermal. A condições de lixiviação, transporte e deposição de minério variam
de ácidas e redutoras para alcalinas e oxidantes como resultados da interação entre fluídos
metaliferos aquecidos e condensados e fluídos meteóricos mais frios. As características
acima apresentadas sugerem o depósito de Aguas Clara ser classificado como um sistema
epitermal oxidante.
Palavras-Chave: Manganês hidrotermal; inclusões fluidas; textura de quartzo.
Abstract
The Águas Claras maganese deposit is located in the middle north of Mato Grosso
in Juara district. It is hosted in a sub-volcanic unit, which has a dacitic composition, and
it is dated of 1.802 Ma. The mineralized zone is structured in a trend N70W / 72NE
17
approximately 7 meters wide and consists of fractured and brecciated quartz veins whose
voids are filled mainly by pyrolusite (MnO2) and secondarily by holandite
(Ba2Mn8O16). This set is cross- cut by sterile stockwork systems that consist of thin
veins composed of an albite and quartz assembly. The quartz veins show indicative
textures of primary and episodic deposition referred as crack and seal. They are filled
with chalcedony and calcite minerals as well as recrystallization and quartz substitution.
These textures are analogous to those that are found in low sulphidation epithermal
systems. The fluid inclusion study in quartz revealed two major episodes of gangue
deposition: The first demonstrates a higher temperature, around 320 ° C, represented by
the coexistence of aqueous and aqueous fluids of moderate salinity, between 12-15% by
weight Equivalent NaCl. The second presents lower temperature, between 190 ° C and
230 ° C, aqueous with low to moderate salinities, between 2 and 10% NaCl equivalent.
Oxygen isotopes for the fluids in equilibrium with quartz ranged respectively, between
15 and 2 per thousand. It indicates that the fluid has initially characteristics of magmatic
composition evaluating to a meteoric fluid composition. The manganese ore mineral
geochemistry shows high Mn, Ba, Cu and Sr contents and low content for most of the
other elements analyzed, features that revealed characteristic of hydrothermal origin.
Leaching conditions, transport and ore deposition range from acidic and reducing to
alkaline and oxidizing environment due to the interaction between heated metal fluids
and meteoric condensed cooler fluids. The above characteristics suggest that the Aguas
Claras deposit is classified as an oxidant epithermal system.
Keywords: Hydrothermal manganese; fluid inclusion; quartz texture.
INTRODUÇÃO
Depósitos de manganês são conhecidos e explorados de longa data e cinco tipos
principais são reconhecidos em base a sua gênese: depósitos sedimentares, depósitos de
enriquecimento supergênico, depósitos vulcanogênicos, nódulos marinhos e depósitos
hidrotermais.
Os depósitos hidrotermais continentais de manganês são normalmente de tamanho
pequeno a médio, com reservas em torno de 50.000 t. de óxidos de manganês, os quais se
hospedam em veios e secundariamente em brechas (Laznicka, 1992). Uma característica
importante destes depósitos é sua afinidade e relação genética com os jazimentos
epitermais e com sistemas geotérmicos (Canet et al., 2005a; Miura e Harya, 1997).
Este tipo de depósito é abundante no Noroeste do México e Sudoeste do Estados
Unidos, onde formam veios encaixados em rochas vulcânicas ácidas a intermediárias de
idade Terciária (Zantop, 1978; Roy, 1992, 1997). Em algumas ocasiões, estes depósitos
ocorrem como corpos lenticulares e concordantes, podem estar encaixados em rochas
sedimentares de idades mais recentes.
Muitos dos depósitos conhecidos mais recentes se formaram na superfície
terrestre, em um ambiente de mananciais termais (hot spring deposits). Por conseguinte,
eles podem ser associados a depósitos de sinterização e até mesmo a atuais estruturas
estromatolíticas (Miura e Hariya, 1997; Canet et al., 2005a, 2005b), mas geralmente de
baixo potencial econômico.
Depósitos hidrotermais de manganês associados aos fluidos hipogênicos de várias
idades geológicas, provavelmente representam análogos depósitos termais recentes nos
continentes. Hewett e Fleischer (1960) registraram teores entre 0,10 e 3,4 ppm de Mn em
águas termais nos EUA responsável pela deposição de óxidos de Mn; estes mostram
18
comumente associações com fluorita, calcita, barita e travertino. A presença de W e Ti é
bastante consistente nestes depósitos (Hewett et al., 1963). Enriquecimentos de elementos
selecionados levam à formação de criptomelana (K), romanechita (Ba), holandita (Ba) e
coronadita (Pb).
Neste tipo de depósito os minerais de Mn podem formar concentrações de minério
de alto teor ou podem estar presentes com ganga, tais como rodocrosita, manganocalcita
e kutnohorita. Estes depósitos são pequenos e as suas rochas hospedeiras são geralmente
não geneticamente relacionadas com as jazidas. Eles são mais restritos para a zona
epitermais e ocorrem como veios e corpos irregulares, em alguns casos, em brechas.
Mais raramente encontrados são os depósitos de manganês em veios hidrotermais
hospedados em granitos. Hewett (1964) citou alguns exemplos de veios de óxidos de
manganês hipogenicos conhecidos no Sudeste dos Estados Unidos na qual cerca de 80%
dos veios conhecidos ocorrem em rochas vulcânicas e em camadas de idade terciária
média a tardia, e O'Reilly (1992), descreveu veios de manganês de origem hipogênica
hospedados em um batólito composto por monzogranito grosseiro com megacristais de
biotita, de New Ross em Lunenburg County, Nova Scotia, Canadá.
Leal et al. (2008) descrevem depósitos venulares e brechados de manganês
hospedados em granitos no Cinturão Pampeano da Argentina que constituem a elevação
mais oriental do orógeno Andino na América do Sul.
Este trabalho descreve e caracteriza o depósito de manganês de Águas Claras, a
primeira ocorrência de depósito de manganês hidrotermal hospedado em rochas graníticas
na porção Sudoeste do Cratón Amazônico no estado de Mato Grosso.
O depósito está localizado a 30 Km ao Norte da sede do município de Juara
(Figura 1) e vem sendo explorado pela empresa Manganês Juara Mineração S/A através
de uma lavra a céu aberto em uma área de cerca de 1500 m2. Neste contexto são
apresentadas as características da zona mineralizada, as texturas em veios e brechas
hospedeiras, a mineralogia e a geoquímica do minério, a caracterização das inclusões
fluidas dos veios de quartzo e a idade U/Pb da rocha hospedeira.
19
Figura 3. Mapa de localização do depósito de manganês de Águas Claras em Juara, MT.
MATERIAIS E MÉTODOS
Para caracterização mineralógica de laminas delgadas e bi-polidas, foi utilizado
um microscópio modelo Olympus BX 51 adaptado com luz refletida e polarizada na
Faculdade de Geociências da Universidade Federal de Mato Grosso (UFMT), para
captura das imagens utilizou-se uma câmera com conexão USB (Infinity 1) acoplada ao
microscópio.
As análises por microssonda eletrônica foram realizadas no Laboratório de
Microssonda Eletrônica do Instituto de Geociências (IG) da Universidade de Brasília
20
(UNB) na máquina JEOL JXA-8230, equipada com cinco espectrômetros WDS para
análises quantitativas e um EDS para análises qualitativas. Condições analíticas: 15 kV
de aceleração de voltagem, 10 nA de corrente e 1 µm de diâmetro dos feixes de elétrons,
tempo de contagem de 10s para todos elementos. Padrões: Fe (hematita); Mn e Ti (MnTO3
sintético); Si, Al e K (microclínio); Ba (barita); Na (albita); Pb (galena).
As analises geoquímicas para determinação quantitativa dos elementos maiores
de dez (10) amostras com cerca de 100g cada do mineral de minério do depósito de Águas
Claras foi realizada utilizando a técnica de Determinação por Digestão Multiácida (20
ml) – 0,25g de amostra – ICP OES nos Laboratórios da SGS Geosol Laboratórios LTDA,
em Belo Horizonte, Minas Gerais. Foi tomado especial cuidado para se obter amostras
puras, livres de outros minerais, para evitar misturas minerais.
Isótopos de oxigênio de veios de quartzo foram analisados em fragmentos de grãos
de quartzo no NEGLABISE do Departamento de Geologia da UFPE. O oxigênio é
liberado em linha de alto vácuo por reação com BrF5 usando um laser de CO2 como fonte
de calor, e convertido a CO2 por reação com grafita a 750oC. O gás CO2 obtido foi
analisado para isótopos de O em espectrômetro de massa Thermofinnigan Delta V
Advantage. Os resultados estão expressos na notação δ em per mil (‰) relativo ao padrão
V-SMOW.
A análise geocronológica U-Pb em zircões da rocha hospedeira do depósito (PJU-
15) teve seus zircões separados no Laboratório de Preparação de Amostras da UFMT. A
aquisição de dados U-Pb utilizou a técnica de LA-ICP-MS (Laser Ablation Inductively
Coupled Plasma Mass Spectrometry) com espectrômetro de massa modelo New
Finningan NEPTUNE MC-ICP-MS acoplado com um sistema de Ablasão do Laboratório
Multi Usuário de meio ambiente e materiais (MultiLab) do Departamento de Geologia da
Universidade do Estado do Rio de Janeiro (Degeo/UERJ). Para a análise U-Pb foi
realizada a aquisição de dados de no mínimo 40 grãos, com um feixe de 25 μm de
diâmetro, frequência de 10 Hz e energia de 70%. O fluxo de Hélio utilizado para o
carreamento das amostras no laser ablation foi de 0.720 m/l, enquanto o fluxo de Argônio
utilizado no ICP-MS foi de 0.800 m/l. Na etapa de tratamento dos dados dos cristais
analisados foram plotados no software Data Evalution (Neptune Software) em conjunto
com uma tabela Microsoft Excel onde são realizadas correções off line, através do
procedimento blanket são analisados a sequência: branco, padrão GJ1, as nove analises
desconhecidas, o padrão 91500, o padrão GJ1 e o novamente branco. A Planilha funciona
de modo a fazer a correção da média do branco final pelo inicial. Além disso, os valores
do GJ1 são comparados com os valores verdadeiros já estabelecidos. O diagrama de
concórdia foi calculado no programa ISOPLOT (Ludwig, 2012).
CONTEXTO GEOLÓGICO
A área do deposito de Águas Claras está inserida nos domínios Província Rio Negro-
Juruena de Tassinari e Macambira (1999) ou Rondonia-Juruena de Santos et al. (2000), no
Sudoeste do Cráton Amazônico (Figura 2), mais precisamente na região do Alto Estrutural
Eugênia-Arinos (Silva et al., 1974).
Esta região cobre uma área aproximada de 30.000 Km2 limitada a Norte e a Sul,
respectivamente pela bacia mesoproterózoica do Dardanelos e bacia paleo-mesozoica dos
Parecis.
Nesta região quatro grandes unidades estratigráficas foram reconhecidas (Knust
et al., 2010): Granito São Pedro, Granito São Romão, Grupo Roosevelt e Suíte Rio do
Sangue (SRS). Os granitos São Pedro e São Romão dominam a porção sudeste da área e,
juntamente com vários outros corpos de granitoides que ocorrem a norte da Bacia do
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Dardanelos, compreendem o conjunto plutônico cálcio-alcalino expandido que edifica o
Arco Magmático Juruena entre 1.785 e 1.760 Ma (Knust et al., 2010).
Figura 4. Mapa das províncias geocronológicas do Cráton Amazônico modificado de
Tassinari e Macambira (1999) e a localização da área de estudo no cráton.
O Granito São Pedro distribui-se ao longo de extensas faixas sigmoidais nas
porções centro e Norte da área de estudos (Figura 3). E é composto conforme Knust et al.
(2010) por biotita granito e biotita hornblenda monzogranitos, com granodioritos e
monzogranitos subordinados. Datando um biotita metagranito desta unidade pela técnica
U-Pb obtiveram idade de cristalização de 1780±20 Ma.
O Granito São Romão ocupa a porção centro-oeste do munícipio de Juara e
distribui-se na forma de corpos amalgamados representados por batólitos e stocks
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estirados e orientados na direção NW/SE (Figura 3). Os contatos desta unidade com as
demais são gradacionais ou tectônicos balizados por zonas de cisalhamento (Knust et al.,
2010). Os litotipos dominantes do granito São Romão compreendem biotita hornblenda
monzogranitos a sienogranitos metamorfizados em fácies xisto verde alto a anfibolito
médio. Datações U-Pb em zircão apresentadas por Lacerda Filho et al. (2004), indicam
uma idade de cristalização de 1763±37 Ma.
Figura 3. Mapa geológico do Alto Estrutural Eugênia Arinos modificado de Santos et al.
(2000), incluído a localização da área de estudo.
O Grupo Roosevelt abrange a porção NE do alto estrutural ao longo de uma faixa
de direção NW, e mantêm contato tectônico com os granitos São Pedro e São Romão
(Figura 3). Este grupo é constituído de rochas vulcânicas, subvulcânicas e hipoabissais
de composição dominantemente dacítica com variações subordinadas a riolítica e mais
raramente a diabásios. Neder et al. (2002) datando zircões de um dacito pelo método U-
Pb em zircão por SHRIMP obtiveram idade de cristalização de 1762±6 Ma para o
conjunto vulcânico que ocorre nas proximidades de Aripuanã.
A Suíte Rio do Sangue (Leite et al., 2010) ocupa a porção central e oeste da região
é esta constituída por uma associação de Anortositos, Mangeritos, Charnokitos e Granitos
Rapakivi), representados pelas unidades Granito Fontanillas que inclui dominantemente
os termos rapakivíticos, Anortosito Castanheira, Charnokito-Mangerito São Roque,
Granito Juara e Gabro Juína (Figura 3). Os dados geocronológicos apresentados por Leite
et al. (2010) indicam um intervalo de tempo de 7 Ma para sua formação, entre 1.54 e 1.47
Ga, o que é aproximadamente 230 Ma mais novo que o último evento colisional até então
reconhecido na região (1.8-1.75 G(A).
O DEPÓSITO DE MANGANES DE ÁGUAS CLARAS
Rocha hospedeira
Ocorrências de minérios de manganês no município de Juara estão distribuídas ao
longo de um corredor preferencial de direção aproximada N60-70W, com 80 Km de
comprimento desde as proximidades da área urbana de Juara, a SE, até as cercanias da
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confluência dos rios Arinos e Peixes a NW. Ao longo deste corredor de SE para NW a
seguintes ocorrências foram cartografadas: Juara NE, Juara Norte, Águas Claras,
Maringá, MSE, MSW, Morro do Índio, Folha Verde, Maringá e Atiaia (Figura 4). Tais
ocorrências acham-se particularmente hospedadas em rochas subvulcânicas e mais
raramente em rochas plutônicas de composição sienogranítica. No primeiro caso a
correlação tem sido feita com unidades do Granito São Romão enquanto que no segundo
a correlação é com o Granito São Pedro.
No depósito de Águas Claras a hospedeira corresponde a rocha subvulcânica de
cor cinza esbranquiçada, textura porfirítica a porfiroclástica de composição dacítica onde
destacam-se fenocristais/fenoclastos milimétricos de plagioclásio e quartzo com biotita
subordinada e a correlação é feita com o Granito São Romão.
Figura 4. Mapa geológico do município de Juara e a localização das ocorrências de
óxidos de manganês incluindo o de Águas Claras, modificado de Oliveira e Oliveira
(2003).
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GEOCRONOLOGIA DA HOSPEDEIRA
A partir das imagens de catodo-luminescência, dos 40 zircões da amostra PJU-15,
foram escolhidos 22 cristais para análise, sendo que 04 deles foram datados na borda e
no núcleo do cristal (Figura 5), estas imagens permitiram o reconhecimento do núcleo
herdado e o zoneamento interno de crescimento, caracterizado pelas bandas euédricas que
oscilam em tonalidades distintas, típicos de zircões ígneos, e são interpretadas como
variações dos teores químicos de U (Sato et al., 2008). Os zircões são caracterizados como
prismas longos e romboedros mais curtos, com dimensões entre 225 e 74 µm variando de
transparentes a opacos as vezes quebrados, algumas vezes apresentam fraturamento que
varia de conchoidal a subconchoidal nas bordas.
Figura 5. Imagens MEV dos 22 cristais analisados pelo método Pb/Pb e suas respectivas
idades, com a área atingida pelo laser marcada por círculo amarelo.
Os resultados das análises U/Pb estão apresentados na Tabela 1. Para o cálculo da
idade foram utilizados resultados que estão entre 90%-110% de concordância, e que
apresentem % de Pb206<0.0100 e correlação de erros entre as razões 207/235/ 206/235 acima
de 0.80. Com a seleção previa dos dados conforme acima, obteve-se uma idade 207Pb/206Pb de 1.802 ± 10 Ma aqui considerada como a idade de cristalização da rocha
hospedeira do depósito de Águas Claras. Foram encontradas idades em torno de 2 Ga ou
mais antigas (Figura 6) que podem sugerir a presença de núcleos de zircão herdados do
protólito da rocha aqui estudada.
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Tabela 1. Sumário das idades U-Pb em zircões da amostra PJU-15 (LA-ICP-MS,
(MultiLab) UERJ).
Spot ƒ 206a Th/U 207Pb/ 1 s 206Pb/ 1 s Rhod 207Pb/ 1 s 206Pb/ 1 s 207Pb/ 1 s 207Pb/ 1 s %
number 235U [%] 238U [%] 206Pb [%] 238U abs 235U abs 206Pb abs Conc
PJV 15/ 002 A 0,0019 0,63 5,9467 1,7920 0,3851 1,5728 0,88 0,1120 0,8587 2100 33 1968 35 1832 16 115
PJV 15/ 003 A 0,0045 0,35 5,5826 4,9915 0,3615 4,6440 0,93 0,1120 1,8301 1989 92 1913 96 1832 34 109
PJV 15/ 004 A 0,0123 0,43 6,0389 3,1188 0,3971 2,8910 0,93 0,1103 1,1700 2156 62 1981 62 1804 21 119
PJV 15/ 005 A 0,0047 0,64 5,4367 2,8932 0,3556 2,6793 0,93 0,1109 1,0918 1962 53 1891 55 1814 20 108
PJV 15/ 007 A 0,0023 0,51 5,0924 3,0110 0,3349 2,6976 0,90 0,1103 1,3375 1862 50 1835 55 1804 24 103
PJV 15/ 009 A 0,0366 0,22 1,8292 10,1154 0,1180 9,1894 0,91 0,1125 4,2280 719 66 1056 107 1840 78 39
PJV 15/ 001 B 0,0061 0,59 5,2072 4,6132 0,3423 4,4280 0,96 0,1103 1,2942 1898 84 1854 86 1805 23 105
PJV 15/ 002 B 0,0009 0,62 5,0478 2,8684 0,3347 2,6181 0,91 0,1094 1,1717 1861 49 1827 52 1789 21 104
PJV 15/ 004 B 0,0073 0,84 5,4073 4,6938 0,3569 4,5666 0,97 0,1099 1,0855 1968 90 1886 89 1797 20 109
PJV 15/ 006 B 0,0023 0,62 4,5586 2,1888 0,3030 1,8608 0,85 0,1091 1,1526 1706 32 1742 38 1785 21 96
PJV 15/ 008 B 0,0015 0,58 3,2154 4,9926 0,2106 4,9223 0,99 0,1107 0,8348 1232 61 1461 73 1811 15 68
PJV 15/ 009 B 0,0067 0,56 5,1234 2,2151 0,3379 2,0358 0,92 0,1100 0,8731 1877 38 1840 41 1799 16 104
PJV 15/ 002 C 0,0047 0,64 2,8923 4,8401 0,1908 4,2585 0,88 0,1099 2,3005 1126 48 1380 67 1798 41 63
PJV 15/ 003 C 0,0210 0,34 1,1000 6,2315 0,0685 6,0628 0,97 0,1165 1,4403 427 26 753 47 1904 27 22
PJV 15/ 004 C 0,0027 0,63 4,6565 4,9326 0,3109 4,6699 0,95 0,1086 1,5883 1745 81 1759 87 1776 28 98
PJV 15/ 005 C 0,0039 0,70 5,0460 3,9876 0,3384 3,7425 0,94 0,1081 1,3764 1879 70 1827 73 1768 24 106
PJV 15/ 006 C 0,0100 0,62 3,1772 6,4273 0,2106 6,3056 0,98 0,1094 1,2445 1232 78 1452 93 1790 22 69
PJV 15/ 007 C 0,0032 0,84 4,8719 3,3466 0,3270 2,7264 0,81 0,1081 1,9407 1824 50 1797 60 1767 34 103
PJV 15/ 009 C 0,0158 0,21 1,8105 4,7836 0,1196 4,4519 0,93 0,1098 1,7503 728 32 1049 50 1796 31 41
Figura 6. Diagrama 206Pb/238U versus 207Pb/235U obtido a partir das análises dos
zircões da amostra PJU-15, obtidos com LA-ICP-MS, fornecendo uma isócrona com
intercepto superior em 1802 ± 10 Ma.
26
CARACTERIZAÇÃO DA ZONA MINERALIZADA
A zona mineralizada do deposito de Águas Claras apresenta em torno de 7m de
largura, e consiste de preenchimentos maciços, bandados a venulares de minério de
manganês em veios e em brechas de veios de quartzo (Figura 7), e também veios isolados
que cortam a encaixante ao longo de planos de fraqueza com direção preferencial
N70W/72NE. Macroscopicamente, a pirolusita que corresponde o minério principal de
manganês consiste de uma massa de cristais aciculares bem formados, de cor cinza escuro
e brilho metálico. A holandita ocorre de forma subordinada como uma mistura de
agregados grãos finos agregados e em faixas, formando uma massa mais maciça dura,
escura e geralmente preenchendo drusas e pequenas cavidades nas brechas.
Figura 7. Foto da frente de lavra e figura da seção transversal da zona mineralizada
mostrando a geometria da brecha manganífera do depósito de Águas Claras. Detalhe em
tarja vermelha indica o local de onde foi desenhada ilustração.
Veios e preenchimentos têm espessura variável desde centimétrica a
subdecamétrica. O minério apresenta texturas que variam de maciça a fibrosa a fibro-
radiada com cristais euedrais a subedrais, milimétricos a centimétricos.
Nos veios de quartzo foram identificadas texturas coloforme (Figura 8), bandadas
(Figura 8A) crustiforme com núcleo em pente (Figura 8B) e maciças (Figura 8C), além
27
de drusas centimétricas a milimétricas preenchidas por óxidos de manganês e minerais de
sílica (Figura 8D).
Figura 8. Fotografias: (A) minério maciço cimentando, brecha de veio de quartzo; (B)
minério de manganês com textura fibrosa preenchendo espaço vazio em veio de quartzo
formando uma textura crustiforme; (C) minério de Mn com textura em pente preenchendo
fratura entre a encaixante (footwall) e veio de quartzo (hangingwall) com textura
crustiforme; (D) minério de manganês com textura fibrosa e fibro-radial cimentando
brecha de veio de quartzo.
As brechas consistem de fragmentos tanto da rocha encaixante (selvages), quanto
de veios de quartzo, os quais são cimentados por sílica microcristalina e quartzo de grão
fino. Os fragmentos da rocha encaixante são angulosos, em sua maioria, e variam desde
milimétricos até métricos. Os fragmentos de veios de quartzo são angulosos a
subarredondados com dimensões milimétricas a centimétricas (Figura 9) no entorno das
quais é gerada uma textura do tipo cockade (Figura 9F), que é caracterizada pelo
desenvolvimento de um envelope concêntrico de sílica hidrotermal no entorno de
fragmentos, sejam eles da encaixante ou dos próprios veios.
28
Figura 9. Fotografias: (A) textura coloforme em veio de quartzo maciço; (B) veio de
quartzo bandado com manganês maciço (C) veio de quartzo com textura crustiforme nas
bordas e em pente no núcleo; (D) veio de quartzo maciço, notar textura lattice bladed
como uma rede de intersecção de laminas de sílica; (E1) brecha silicosa com fragmentos
de sílica microcristalina de cor avermelhadas cimentadas por injeção posterior de quartzo
esbranquiçado. No detalhe drusas de criptomelana na forma de cristais fibrosos; (E2)
brecha com fragmentos da rocha hospedeira de coloração branca, rica em argilominerais
caulinizados e cimentada por quartzo com textura crustiforme, dando ao conjunto uma
textura do tipo cockade; (F) textura cockade composto de núcleo subarredondado,
incrustado por envelope concêntrico de minerais hidrotermais.
29
Toda a zona mineralizada é cortada por um sistema tardio de stockworks
consistindo de delgadas vênulas de quartzo, acompanhados por albita a qual acha-se
alterada para montmorilonita (Figura 10A). Com a oxidação e intemperismo, carbonatos
de cobre (malaquita), de cor verde percolam fraturas subperpendiculares a da
mineralização (Figura 10B).
Figura 10. Fotografias: (A) stockworcks de quartzo e albita cortando a zona mineralizada;
(B) percolação de carbonato de cobre (malaquita).
Texturas de veios de quartzo
A avaliação das texturas encontradas nos veios de quartzo hospedeiros da
mineralização foi baseada nos estudos precedentes de Adans (1920), Sanders e Black
(1988), Vearncomb (1993), Dowling e Morrison (1990), Dong et al. (1995) e Demoustier
et al. (1998).
Nos veios de quartzo do depósito de Águas Claras foram reconhecidas texturas de
deposição primária, de substituição e de recristalização. No primeiro grupo foram
identificadas texturas crustiforme, coloforme e pente.
O arranjo textural crustiforme (Figura 11A) envolve sucessivas e estreitas
camadas subparalelas de crostas de minerais hidrotermais. Esta textura é comumente
simétrica em relação às paredes do veio e foi descrita primeiramente por Adans (1920).
A textura crustiforme em quartzo é composta de quartzo sequencialmente em tiras com
uma variedade de texturas, incluindo pente e microcristalino. Segundo Dong et al. (1995),
o bandamento original do quartzo e da calcedônia pode algumas vezes ser obliterado
parcialmente por recristalização tardia.
A textura coloforme (Rogers, 1918 in Dong et al., 1995) desenvolve bandas
contínuas de quartzo com forma arredondada, botroidal (Figura 11B) ou mamilar (Figura
11C). Algumas vezes, a textura coloforme é identificada por bandas alternadas de
coloração distinta devido à presença ou não de impurezas. A textura coloforme indica
deposição rápida de quartzo calcedônico em espaços abertos em sistemas epitermais rasos
(Bodnar et al., 1985; Fournier, 1985; Roedder, 1984). Henley e Hughes (2000) sugerem
que esta textura é gerada durante a rápida abertura de uma fratura que produz instantâneo
decréscimo de pressão e temperatura associado com boiling ou flashing.
30
Figura 11. Fotomicrografias de texturas primárias: (A) textura crustiforme mostrando
bandas de quartzo fibroso perpendiculares entre si (microtextura em pente nas paredes e
quartzo microcristalino no centro, desenvolvidos a partir de ambas as paredes da fissura,
NX; (B) textura coloforme tipo botroidalexibindo, bandas contínuas de quartzo com
forma arredondada, N//; (C) textura coloforme tipo mamilarmostrando bandas com
terminações agudas e internamente com textura em pente; (D) textura em pente
evidênciando grupos de cristais paralelos a subparalelos de quartzo perpendiculares à
parede do veio, NX. Simbologia utilizada: = coloforme; = microcristalino; =
pente.
A textura em pente (Figura 12D) é frequente no depósito e se caracteriza por
grupos de cristais de quartzo com hábito prismático paralelos a subparalelos entre si e
perpendiculares a parede do veio.
As texturas de substituição, incluem ghost bladed (Figura 12A), arranjos paralelos
de calcita bladed substituída por quartzo (Figura 12B) e textura lattice bladed (Figuras
12C e 12D); estes subtipos são definidos como a base da morfologia dos agregados em
laminas (Dong et al., 1995). No primeiro casoa substituição seletiva produz um conjunto
de estruturas paralelas dentro de pseudomorfos lattice ou ghost-bladed, a qual é definida
ao microscópio quer pelos diferentes tamanhos dos grãos de quartzo, pela diferença de
conteúdo de impurezas ou pela orientação preferencial dos grãos de quartzo (Dong et al.,
1995) (Figura 12A).
31
Figura 12. Fotomicrografias de texturas de substituição: (A) textura ghost bladed
desenvolvida em massa de quartzo microcristalino de textura coloforme. A textura
coloforme se destaca pela alternância de bandas puras e bandas com alto teor de
impurezas, N//; (B) arranjos paralelos de calcita bladed substituída por quartzo, NX; (C)
textura de calcita lattice bladed substituída por quartzo. Notar cavidades poliedrais
preenchidas por quartzo microcristalino, N//; (D) detalhe da textura calcita lattice bladed
substituída por quartzo. Notar também textura coloforme de calcedônia no canto inferior
e drusa milimétrica no canto superior direito.
Arranjos de lâminas paralelas de calcita substituídas por quartzo (Figura 12B) são
paralelas dentro do grupo, mas grupos adjacentes podem ter diferentes orientações. A
característica ao microscópio da textura paralela é essencialmente similar a textura calcita
lattice bladed substituída por quartzo.
Na calcita lattice bladed substituída por quartzo as diversas laminas em cada
grupo compreende um conjunto de suturas paralelas ou separadas por cristais de quartzo
retangulares (Figuras 12C e 12D) ou por cristais prismáticos e/ou cristalitos que crescem
perpendicular as suturas (Dong et al., 1995) (Figura 12B).
Texturas de recristalização incluem aquelas do tipo flamboyant (Figura 13A),
mosaico (Figura 13B) e textura "flameante” de preenchimento interno (Figura 13C e
13D). A primeira mostra posições distintas de extinção quando observadas sob
polarizadores cruzados (Figura 13A), também conhecida como plumosa ou feathery
(Dong et al.,1995). Esta textura de recristalização se desenvolve a partir de agregados de
calcedônia fibrosa com superfícies externas subarredondadas e originadas a partir de gel
de sílica. Este gel é precipitado quando ocorre supersaturação em resposta a queda abrupta
de pressão associado com fraturamento e concomitante decréscimo de temperatura
levando a precipitação de sílica amorfa. (Henley e Hughes, 2000).
32
A textura em mosaico (Figura 13B) apresenta agregados de cristais de quartzo
microcristalino com fronteiras altamente irregulares e interpenetradas (Dong et al., 1995).
Textura "flameante” de preenchimento interno (Figura 13C e 13D), é dada pela
recristalização da calcedônia, onde das bordas para o centro ocorre a evolução da
recristalização, uma variedade fibrosa de quartzo, recristalizada na textura " flamboyant”
(Demoustier et al., 1998).
Figura 13. Micrografias de texturas de recristalização: (A) textura flamboyant é vista em
toda a superfície do cristal em bandas, NX; (B) textura em mosaico caracterizada por
agregados de cristais de quartzo microcristalinos ou cristalinos com limites irregulares e
interpenetrados, NX; (C) e (D) textura flameante de preenchimento (microfissura), dado
pela recristalização da calcedônia. Na imagem se observa, respectivamente, da borda para
o centro, a variação de quartzo de textura microcristalina para quartzo com textura fibrosa
indicando a evolução da recristalização, N// e NX respectivamente.
INCLUSÕES FUIDAS
Petrografia
Duas seções bi-polidas foram confeccionadas com o propósito de observar as
condições de formação do quartzo em duas situações particulares. A primeira é
relacionada ao quartzo que possivelmente foi depositado na formação original do veio,
Qz1, enquanto que o segundo está relacionado a deposição do quartzo durante a
cimentação de fragmentos de brecha onde se desenvolve a textura tipo cockade, Qz2. Esta
33
última situação é considerada como a condição mais próxima à deposição principal do
minério de manganês.
De acordo com os critérios propostos por Sheperd et al. 1985, em ambos, Qz1 e
Qz2, foram observadas inclusões primárias, pseudosecundárias e secundárias; para os
propósitos deste trabalho apenas as inclusões consideradas como de natureza primária
foram aqui estudadas.
As inclusões primárias no Qz1 coexistem em nuvens localizadas, e sem nenhuma
relação com fraturamentos e ou zonas de descontinuidade, portanto devem representar
uma assembleia de inclusões fluidas (FIA1), de acordo com os critérios propostos por
Goldstein e Reynolds (1994). A FIA1 consiste de inclusões bifásicas com grau de
preenchimento consistente, entre 0.95 e 0.80 (Figuras 14A e 14B), sugerindo seu
trapeamento em condições homogêneas. O tamanho das inclusões varia entre 5 a 30 µm
com formas que variam de elipsoidais, subarredondadas a cristais negativos. Inclusões
estiradas com formas irregulares e estranguladas são comuns e sugerem a interveniência
de processos de necking down (Bodnar, 1993); análises microtermométricas foram
evitadas em tais inclusões (Figura 14C).
Figura 14. Fotomicrografias das inclusões fluidas; (A) FIA1 mostrando homogeneidade
do grau de preenchimento e (B) FIA2 mostrando grau de preenchimento inconsistente;
(C) exemplo de inclusão que sofreu necking down.
As inclusões fluídas de natureza primária no Qz2 ocorrem tanto em nuvens
localizadas em distintos domínios estruturais ou de forma isolada e definem a FIA2. Esta
FIA registra a coexistência de inclusões bifásicas ricas em líquido e inclusões bifásicas
ricas em vapor, com grau de preenchimento inconsistente variando entre 0.95 e 0.50. Esta
situação sugere trapeamento em condições heterogêneas como possível resultado da
atuação de processo de boiling (Bodnar, 1995; Moncada et al., 2012). As inclusões nesta
FIA2 apresentam formas variáveis, desde tabulares, subarredondadas a irregulares. Seu
tamanho varia entre 5 e 20 µm.
Microtermometria
Trinta e duas inclusões fluidas pertencentes a FIA1 e vinte e duas inclusões
relacionadas a FIA2 foram submetidas a análises microtermométricas onde foram
observadas as variações de fases e suas respectivas temperaturas, principalmente a
temperatura do eutético (Te), temperatura de fusão do gelo (Tfg), temperatura de fusão do
clatrato (Tfcla) e temperatura de homogeneização total (Tht). Com estes dados foram
34
calculadas as salinidades em base as equações de Bodnar (1994) e a do clatrato segundo
Diamond (1992) os resultados estão sintetizados na Tabela 2.
Tabela 2. Sumário dos dados das inclusões de fluidos do Depósito de Águas Claras.
Tipo de Fluido Tipo de Quartzo
Primária ou Secondária
Tamanho (µm)
Volume do Vapor (%)
Salinidade (wt%NaCl) Te (CO2) Tm (gelo) Tm (clath.) Th (total)
LH20-VC02(1) Qtz1 Primária 5-30 0.95-0.80 15,8-17,1 -11º _ -15ºC -12,5º_-16,1 -1,4º-0,3ºC 360º-400ºC
LH20-VH20(1) Qtz1 Primária 5-30 0.95-0.80 16,4-19,5 -11º _ -15ºC -12,5º_-16,1 -1,4º-0,3ºC 360º-400ºC
LH20-VH20(2) Qtz2 Primária 5-40 0.95-0.80 0,7-8,8 -19,2_24,4ºC -0,4º-5,7ºC -1,4º-0,3ºC 189ºC-230ºC
VH20-LH20(2) Qtz2 Primária 5-40 0.95-0.80 0,7-8,8 -19,2_24,4ºC -0,4º-5,7ºC -1,4º-0,3ºC 189ºC-230ºC
Baseado nas temperaturas em que mudanças de fases foram observadas e com
auxílio adicional da espectrometria Raman, dois tipos de inclusões fluídas, tipos 1 e 2,
foram observadas coexistindo na FIA1. A utilização da espectrometria Raman deu-se em
função da dificuldade de caracterização da presença de CO2 na forma de clatratos em
inclusões bifásicas de mais alta temperatura da fusão do gelo (-0,5° a -0,1°C).
As inclusões do tipo 1 são dominantes e consistem de inclusões fluídas bifásicas,
aqua-carbônicas (LH2O+VCO2) enquanto que, as inclusões tipo 2 são subordinadas e
consistem de inclusões fluídas bifásicas aquosas (LH2O+VH2O); a constatação da
presença de CO2 na fase vapor nas inclusões tipo 1 foi confirmada pelo espectro Raman.
A Te, tanto para as inclusões do tipo 1 quanto para inclusões do tipo 2, foi raramente
observado dadas as dificuldades de observação microscópica da primeira fusão do gelo,
conforme já apontado por Bodnar (2003).
Os poucos resultados obtidos mostram Te entre -11° e -15°C para as inclusões tipo
1 e em torno de -23°C para as inclusões do tipo 2, sugerindo que o sistema aqua-carbônico
poderia conter NHCO3 enquanto que o sistema aquoso é próximo de NaCl. A Tfcla para as
inclusões tipo 1 variou entre -1,4° e -0,3°C com as respectivas salinidades calculadas
entre 15,8 e 17,1% NaCl equivalente; a Tfg para as inclusões tipo2 variaram entre -12,5°
e -16,1°C, o que reflete salinidades calculadas entre 16,4 e 19,5% NaCl equivalente;
embora exista uma pequena sobreposição, as inclusões tipo 2 se mostram algo mais
salinas que as inclusões do tipo 1. As Tht tanto para FIA1 variaram entre 360°C e 400°C,
com duas modas mais restritas, uma próxima de 370°C e outra em 390°C; a primeira
contempla a moda dominante dos poucos dados de inclusões do tipo 2; os valores muito
próximos de Tht para as inclusões do tipo 1 e 2 confirma a sugestão de ambas pertencerem
a mesma FIA.
A FIA2 mostra a predominância de inclusões bifásicas aquosas ricas em líquido
(LH2O+VH2O), tipo 3 (Tabela 2) sobre inclusões bifásicas aquosas ricas em vapor
(H2OV+H2OL), tipo 4. Dado a dificuldade de observação da variação de fases durante o
aquecimento em inclusões ricas em vapor (Bodnar 2003) apenas inclusões ricas em
líquido foram analisadas. Segundo Bodnar (2003) em sistemas heterogêneos ou em
inclusões trapeadas no campo de estabilidade de duas fases (L+V), apenas os extremos,
rico em líquido e rico em vapor retornam valores de temperatura condizentes com a
condição de trapeamento; inclusões com preenchimentos variáveis entre os extremos
retornam valores sem significado geológico.
Assim, apenas as inclusões com menores graus de preenchimento (<0.90) da fase
vapor foram analisadas. Os resultados mostram a Te variando entre -19,2° e -24,4°C
sugerindo um sistema misto entre H2O-NaCl e H2O-KCl. A Tfg variou entre -0,4° e -5,7°C.
Inclusões com os mais altos valores de Tfg, em torno de -0,4°C, foram submetidas a
espectrometria Raman e confirmaram valores de CO2, se existentes, abaixo do limite de
35
detecção do método. Desta forma, as salinidades para as inclusões do tipo 3 foram
calculadas pela fórmula do sistema H2O-NaCl (Bodnar 2003) e, retornaram valores que
variam entre 0,7 e 8,8% NaCl equivalente. As Tht apresentaram uma variação entre 189°
e 230°C com uma moda entre 200° e 210°C.
Evolução dos fluídos
O sistema hospedeiro do depósito de manganês de Águas Claras mostra, com a
base atual de dados, a existência de pelo menos dois eventos de precipitação de ganga;
um de mais alta temperatura (FIA1) onde coexistem fluídos aquosos e aqua-carbônicos
de salinidade moderada e o segundo de temperatura e salinidade mais baixas composto
unicamente por fluidos aquosos.
A coexistência de inclusões fluídas aquosas e aqua-carbônicas em um único
domínio microscópico (FIA1) sugerem que tais inclusões são cogenéticas e que elas
foram trapeadas a partir do mesmo fluído (Van den Kerkhof e Hein, 2001). A coexistência
de fluidos aquosos e aquo-carbonicos pode ocorrer por mistura isotermal de diferente
fluídos (Wilkinson, 2001) ou por processos de imiscibilidade (Baker, 2002).
A distribuição subhorizontalizada no gráfico de temperatura de homogeneização
versus salinidade (Figura 15 E) sugere a possibilidade de mistura isotermal, entretanto a
variação restrita dos valores de salinidade parece arguir contra tal alternativa. Por outro
lado, Baker (2002) sugere que a exsolução de fluídos magmáticos derivados de magmas
félsicos a pressões menores do que 1.3Kb, tem potencial para gerar fluídos aquosos e
aquo-carbônicos de salinidade baixa a moderada por imiscibilidade, similar aos
reconhecidos na FIA1.
O fluído aquoso de baixa salinidade registrado pelas inclusões do tipo 3 e 4
registra uma distribuição no diagrama de temperatura de homogenização versus
salinidade marcada pelo aumento da salinidade com o abaixamento da temperatura, o que
segundo Bodnar (1994) e Moncada et al. (2012) é compatível com o envolvimento de
processo de boiling a partir de fluídos meteóricos aquecidos; a coexitência de inclusões
do tipo 3 e 4 corrobora esta sugestão.
36
Figura 15. Histogramas dos dados microtermométricos das inclusões fluidas das FIA'S
1 e 2. (A) frequência das temperaturas de homogeneização total da FIA 1; (B) frequência
das temperaturas de homogeneização total da FIA 2; (C) frequência das temperaturas de
fusão do gelo; (D) frequência das temperaturas de fusão do clatrato; (E) Homogeneização
x salinidade onde: - inclusões fluidas aquosas da FIA2, - inclusões fluidas aquosas
da FIA1, - inclusões fluidas aquocarbônicas da FIA1.
ISÓTOPOS DE OXIGÊNIO
As análises de isótopos de oxigênio são comumente utilizadas em sistemas
hidrotermais para avaliar a composição isotópica do fluido equilibrado durante a
deposição de ganga e ou minerais de minério, o reservatório de onde o fluído derivou
como por exemplo; água magmática, metamórfica ou meteórica e sua evolução (Taylor,
1979; Sheppard, 1986).
As razões isotópicas de δO18 obtidas em dois fragmentos de quartzo 1 (PJU-05 e
06) e dois fragmentos de quartzo 2 (PJU03-04) assim como os respectivos valores de δO18
H2O estão apresentados na Tabela 3. Os valores de δO18 para o fluído que estava em
equilíbrio com o quartzo (δO18 H2O) foram calculados a partir da formula de Clayton
37
(1972). Para esse cálculo foram utilizadas as temperaturas de homogeneização máximas
e mínimas de inclusões fluídas em quartzo1 e quartzo 2, respectivamente FIA 1 e FIA 2.
Os dados de δO18para quartzo 1, amostras PJU-05 e 06, são respectivamente
21,11‰ e 15,91‰ e mostram um fracionamento em torno de 5‰ o que é muito maior do
que seria esperado para a formação de um veio em um sistema fechado de alta temperatura
onde o fracionamento isotópico é <1 ‰ (Sheppard, 1986). O valor de δO18 H2O calculado
para a amostra PJU-05, entre 14,91‰ e 17,01‰ é superior aquele sugerido para a água
magmática, entre 5‰ e 10‰ (Sheppard, 1986) e, sugere a contaminação ou mistura com
um reservatório enriquecido em O18. Já o valor de δO18 H2O calculado para a amostra
PJU-06, entre 9,71 e 11,81‰ corresponde ao limite superior das composições isotópicas
aceitas para a água magmática.
Os dados de δO18para quartzo 2, amostras PJU-03 e 04, são respectivamente
11,43‰ e 11,83‰, sugerindo a deposição do veio em um sistema fechado e em equilíbrio.
Os valores calculados δO18 H2O variam entre -1,67‰ e 1,83‰ e, de acordo Sheppard
(1986) e Rye (1993), são sugestivos de um reservatório dominado por águas meteóricas
com pouco e nenhum envolvimento de água magmática.
Tabela 3. Dados de isótopos de oxigênio para fragmentos de cristais de quartzo do
depósito de Águas Claras.
AMOSTRA
δ18O V-
SMOW
‰
δO18 H2O
(180°(C)
‰
δO18 H2O (230°(C)
‰
δO18 H2O
(320°(C)
‰
δO18 H2O
(400°(C)
‰
PJU-05 21,11 14,91 17,01
PJU-06 15,91 9,71 11,81
PJU-03 11,43 -1,67 1,43
PJU-04 11,83 -1,27 1,83
O MINÉRIO DE MANGANÊS
Petrografia e química mineral
Minérios de manganês são de difícil distinção, dado a semelhança que apresentam
em termos de propriedades físicas, o que é resultado da similaridade da estrutura cristalina
como no caso da série isomorfa criptomelana-holandita-coronadita. A distinção baseada
em estudos de difração de raios-x também não é fácil. Os três óxidos têm a mesma
simetria e produzem praticamente os mesmos padrões de difração. A intensidade e a
posição dos picos variam apenas ligeiramente, portanto, os minerais não podem ser
identificados sem ambiguidade apenas com base nesses parâmetros. A única maneira de
discriminar esses minerais é por meio de análise das substâncias químicas.
Determinações por microssonda eletrônica em seção polida do minério do
depósito de Águas Claras foram as responsáveis por classificar o minério essencialmente
em dois óxidos de manganês tetravalentes: pirolusita e holandita.
A pirolusita tem pleocroismo fraco e anisotropia pronunciada variando de bege a
cinza. Ocorre na forma de cristais prismáticos ou spindle shaped euédricos bem
cristalizados, que são distribuídos radialmente e mostram fissuras transversais (Figura
16). Sua química mineral apresenta teores de MnO2 entre 94,11 e 97,26%, de MnO2, e
baixos teores de Fe2O3 (0,08 - 0,22%), K2O (0,06 - 0,12%), BaO (1,11 - 1,97%), Na2O
38
(0,01 - 0,08%), PbO (0,04 -0,013%), SiO2 (0,30 -0,43%), Al2O3 (0,40 - 0,63%), TiO2 (0
- 0,04%).
Figura 16. Imagem de elétrons retroespalhados: (A) pirolusita com hábito romboédrico
à prismático e do tipo agulha e em (B) na forma de prismas curtos e por veze maciça; a
numeração marca os alvos onde foram realizadas análises de microssonda eletrônica.
A holandita é tetragonal, apresenta cor cinza claro, fraco pleocroismo,
anisotropismo forte e é isotrópica quando em seção basal (Figura 17). Ocorre como
prismas curtos de hábito fibroso a maciço, em parte substituíndo cristais de pirolusita.
Sua química mineral é caracterizada por teores de MnO2 entre 72,75 à 79,87%, BaO entre
15,19 e 17,21% e, baixos teores de Fe2O (0,07 - 0,26%), K2O (0,04 - 0,09%), Na2O (0,07
- 0,15%), PbO (0 - 0,44%), SiO2 (0,16 - 0,30), Al2O3 (0,38 - 1,03%), TiO2 (0,03 - 0,28%)
(Figura 17 e Tabela 4).
Figura 17. Fotomicrografias, (A) pirolusita com habito mais fibroso e holandita na forma
de grãos finos e com forte anisotropismo; (B) Pirolusita na forma tabular e logo abaixo
holandita isotrópica em seção basal.
39
Tabela 4. Resultado das análises por microssonda eletrônica da seção polida PJU-22 (em
%). SEÇÃO POLIDA PJU-22
ALVO MnO2 Fe2O3 K2O BaO Na2O PbO SiO2 Al2O3 TiO2 TOTAL MINERAL
1 97,26 0,15 0,06 1,11 0,01 0,02 0,30 0,44 0,02 99,37 pirolusita
2 94,17 0,15 0,11 1,14 0,04 0,13 0,30 0,40 0,03 96,45 pirolusita
3 95,87 0,22 0,12 1,97 0,08 0,05 0,43 0,63 0,04 99,39 pirolusita
4 95,95 0,18 0,07 1,23 0,07 0,10 0,35 0,45 0,00 98,41 pirolusita
5 94,11 0,08 0,08 1,19 0,05 0,04 0,34 0,43 0,00 96,34 pirolusita
6 72,75 0,07 0,07 16,22 0,15 0,02 0,17 0,44 0,05 89,95 holandita
10 79,51 0,17 0,04 17,21 0,07 0,00 0,16 0,38 0,20 97,72 holandita
11 79,48 0,09 0,05 16,64 0,11 0,00 0,24 0,40 0,12 97,12 holandita
12 78,24 0,26 0,09 15,57 0,13 0,00 0,26 0,46 0,28 95,28 holandita
13 79,87 0,21 0,08 15,19 0,11 0,44 0,30 0,03 0,03 97,26 holandita
Geoquímica do minério
Para tratar as características geoquímicas do minério de manganês do depósito de
Águas Claras e a determinação da relação entre os elementos, bem como a avaliação do
grau do minério de manganês, dez amostras de minério da frente de lavra do depósito
foram submetidas a análises através de determinação por digestão multiácida (20ml) para
cada 0,25g de amostra (ICP OES) para uma suíte de 36 metais e seus resultados estão
apresentados na Tabela 5.
Tabela 5. Dados da análise química para amostras de minério de manganês do depósito
de Águas Claras.
AMOSTRAS
ELEMENTOS ANALISADOS
(ppm) MMn001 MMn002 MMn003 MMn004 MMn005 MMn006 MMn007 MMn008 MMn009 MMn010
Ag I.N.F. I.N.F. I.N.F. I.N.F. I.N.F. I.N.F. I.N.F. I.N.F. I.N.F. I.N.F.
As 54 98 26 42 51 47 33 30 67 13
Ba >10000 >10000 1870 7428 >10000 6910 4752 7111 >10000 1358
Be 16 12 13 12 12 13 11 14 10 16
Bi 41 45 34 40 38 41 33 43 36 40
Cd <3 <3 <3 <3 <3 <3 <3 <3 <3 <3
Co <8 <8 <8 <8 <8 <8 <8 <8 <8 <8
Cr 6 11 16 10 13 8 13 7 5 7
Cu 1428 1296 777 829 1015 1049 877 836 703 936
La 57 198 345 171 160 92 138 108 177 74
Li <3 <3 4 <3 <3 <3 18 3 4 <3
Mo <3 14 <3 <3 <3 <3 <3 <3 <3 <3
Ni 20 23 18 19 22 23 20 21 21 20
Pb 813 216 135 103 100 307 376 1149 90 314
Sb <10 <10 14 15 11 <10 <10 <10 10 13
Sc 9 10 100 34 39 17 36 13 27 19
Se <20 <20 <20 <20 <20 <20 <20 <20 <20 <20
Sn <20 <20 <20 <20 <20 <20 <20 <20 <20 <20
Sr 2402 1570 295 631 848 1281 1061 4455 1530 1209
Th 27 24 <20 21 22 38 32 30 24 31
Ti <20 <20 <20 <20 <20 <20 <20 <20 <20 <20
U <20 <20 <20 <20 <20 <20 <20 <20 <20 <20
V 108 131 85 119 130 107 98 120 192 189
W 118 155 75 170 202 109 139 155 157 125
40
Y 38 79 94 88 86 35 49 28 106 22
Zn 32 24 35 25 23 37 35 29 28 52
Zr 21 48 17 95 112 44 41 25 110 28
ELEMENTOS ANALISADOS (%)
Al 0,34 0,4 0,51 0,42 0,38 0,58 0,85 0,5 0,84 0,57
Ca 0,08 0,07 0,07 0,1 0,07 0,07 0,09 0,09 0,12 0,07
Fe 0,14 0,13 0,27 0,15 0,13 0,16 0,34 0,11 0,16 0,15
K 0,16 0,14 0,23 0,1 0,08 0,17 0,35 1,02 0,25 0,67
Mg <0,01 <0,01 <0,01 <0,01 <0,01 <0,01 <0,01 <0,01 <0,01 <0,01
Mn >15 >15 >15 >15 >15 >15 >15 >15 >15 >15
Na 0,03 0,03 0,02 0,02 0,02 0,02 0,02 0,05 0,02 0,02
P 0,05 0,04 0,06 0,04 0,04 0,05 0,07 0,04 0,03 0,05
Ti <0,01 <0,01 0,02 <0,01 <0,01 0,01 0,03 <0,01 <0,01 0,01
Os resultados revelaram que o minério é rico em Mn, sempre acima do limite de
detecção do método, 15%; análises isoladas de MnO apresentam teores acima de 55%. O
minério é enriquecido em Ba (1870->10000ppm), Cu (703-1428 ppm), Pb (100-1149
ppm), Sr (295-2402 ppm), V (98-192 ppm) e W (75-202 ppm) e, empobrecido em Fe, Al,
Ti, Ca, Na, K, P, Co e Ni. As razões Fe/Mn são extremamente baixas, e são indicativas
do extremo fracionamento entre ambos elementos.
Dorokhin et al. (1969) sugeriram uma classificação para os depósitos de minério
de manganês de acordo com o teor total de manganês em quatro categorias, a saber: (1)
alto grau A (>50% MnO2), (2) alto grau B (40-50% MnO2) de grau médio (35-40% de
MnO2) e (4) de baixo grau (<35% de MnO2). De acordo com esta proposta, o minério de
manganês do depósito de Águas Claras (55% MnO2) foi classificado como de alto grau-
A. Elementos nocivos como fósforo ocorre em quantidades muito baixas, (< 0,06%), o
que tornam o minério como de alta qualidade.
De acordo com Nicholson (1992), altos conteúdos de elementos como o Ba, Cu,
Li, Mo, Pb, Sr, V, e Zn são evidencias do papel de soluções hidrotermais na concentração,
transporte e deposição do minério de manganês. No minério estudado os elementos Li,
Mo e Zn não apresentam teores comparáveis a aqueles sugestivos de origem hidrotermal
(Leal et al., 2008). Por outro lado, elementos como As, Sb e W quando enriquecidos
sugerem que o sistema hidrotermal possa ter sido ligado a fluídos magmáticos (Hewett et
al., 1963), o que não parece ser fator preponderante no caso em questão, dado aos baixos
teores destes elementos no depósito de Águas Claras, a exceção de teores significativos
de W.
Segundo Nicholson (1992) determinadas suítes de elementos podem distinguir
entre os diferentes ambientes de formação de minério de manganês, seja marinho
profundo, marinho raso ou água continental (Na x Mg), enquanto que outras suítes
distinguem entre formação superficial/supergenica ou profunda/hidrotermal (Co+Ni
versus As+Cu+Mo+Pb+V+Zn). No caso em estudo, os óxidos de manganês devem ter se
formado sob condições hidrotermais em ambiente continental (Figuras 18A e 18B). Este
fato é corroborado pelo diagrama triangular (Cu + Ni + Co)*10, Fe e Mn (% em peso) de
Cretar et al. (1982), onde os dados se plotam no campo que define uma origem
hidrotermal (Figura 18C).
As razões Co/Zn tem sido utilizada por Toth (1980) para distinguir entre minério
de manganês hidrotermal e supergênico, de tal forma que valores muito baixos desta razão
(Co<<Zn) são indicativos de origem hidrotermal enquanto que, valores altos (Co>Zn)
indicam um caráter supergênico. No minério do depósito de Águas Claras, os valores de
cobalto obtidos em análises de rocha total foram sempre menores que o limite de detecção
do método, o que indica quantidades menores do que 8 ppm. Se este valor máximo for
41
utilizado para comparação com o os valores de Zn (12 - 117 ppm) as razões Co/Zn seriam
indicativas de formação em condições hidrotermais, o que corrobora as outras sugestões
acima apresentadas.
Figura 18. Diagnósticos, (A) (Na x Mg em %) para diferenciar depósito supergênico
marinho e de água fresca, conforme Nicholson (1992); (B) (Co+Ni) versus
(As+Cu+Pb+V+Zn em %), conforme Nicholson (1990); (C) (Cu+Ni+Co)*10– Fe-Mn
(em %)nde acordo com Cretar et al. (1982).
Paragênese e evolução textural
A zona mineralizada do depósito de Manganês de Águas Claras mostra um arranjo
textural complexo, indicativo de injeção recorrente do fluido hidrotermal e de variações
nas condições de deposição, o que sugere a interveniência de processos episódicos de
crack and seal (Figura 19).
Neste sentido cinco fases de evolução foram evidenciadas (Figura 20), as fases F1
a F3, registram a estruturação do depósito em si, enquanto as fases F4 e F5 registram a
sobreposição da zona mineralizada por sistemas tardios.
O processo de propagação do sistema de fraturas na região do município de Juara
deve ser pensado em todas as escalas, desde fraturas de tamanho milimétrico até zonas de
fraqueza quilométricas de direção NW, que ao se interligarem criaram um conduto no
arcabouço geológico para a instalação da brecha hidrotermal do depósito de Águas Claras.
Com o aumento da pressão do fluido dentro da célula hidrotermal, ocorreu propagação
da fratura na subvulcânica propiciando a destruição do equilíbrio entre a pressão do fluido
42
e o limite da rocha, diminuição de temperatura e/ou pressão conduzindo assim a
deposição da fase F1 que é caracterizada por fragmentos centimétricos da hospedeira
engolfados por variedades de minerais hidrotermais (quartzo, gel de sílica e sílica
microcristalina) juntamente com calcita, dando origem a texturas crustiforme (Figura
19A), coloforme (Figura 19B) e calcita bladed (Figura 19B) que posteriormente é
substituída por quartzo.
Figura 19. Fotomicrografias: (A) variação textural da fase (F1) de preenchimento mostra,
uma textura do tipo crustiforme fraturada e soldada pela fase (F2) distinguida pela sílica
gel de granulação mais fina; (B) a fase (F1) com desenvolvimento de textura coloforme
em meio a sílica microcristalina que também desenvolve texturas secundárias de
substituição como ghost bladed. Um segundo pulso de fluidos termais (F2) composto de
sílica microcristalina mais fina intrude a fase (F1) carregando consigo um fragmento da
encaixante ainda com veio primário, N//.
O contexto extensional é instalado já na fase F1, imediatamente após ultrapassar
o limite crítico da rocha e o sistema de fraturas se ligarem, neste ponto, o meio torna-se
hidrodinâmico e continuo.
Com a deposição mineral há o selamento da fratura, o que faz elevar novamente
a pressão do fluido e quando supera a pressão litostática leva a formação de brechas
assistida por fluídos (F2), gerando fragmentos angulosos a subangulosos, os quais são
incrustados por envelopes de minerais hidrotermais (quartzo, calcedônia) de textura
crustiforme que compõem a estrutura cockade.
Dado a complexidade apresentada pelos veios de quartzo é possível que vários
eventos de crack and seal tenham ocorrido ao longo do tempo de vida da célula
hidrotermal.
Na fase F3, os fluidos percolaram através de condutos estruturais restritos,
precipitando desta vez óxidos de manganês, formando assim, os veios mineralizados a
43
óxidos de manganês com texturas em pente, fibrosa e fibroradial. Esta fase consolida a
formação da zona mineralizada do Depósito de Águas Claras.
Figura 20. Sequência paragenética dos cinco estágios da mineralização. O Qtz1
representa o quartzo depositado nafase F1, o Qtz2 representa o quartzo depositado na fase
F2 e o Qtz3 representa o quartzo em conjunto com albita depositado na fase F4.
A fase F4 corresponde a sobreposição do sistema mineralizado por um stockwork
registrado por uma rede de delgadas vênulas de albita, quartzo, seguidos de
enriquecimentos supergênicos posteriores de carbonatos de cobre (F5) que percolam e
cortam estruturas formadas nas fases F1, F2 e F3 da estruturação do depósito. A Figura
20 sintetiza a proposta evolutiva acima apresentada.
Figura 21. Bloco diagrama ilustrando a evolução estrutural e paragenética do deposito
de Águas Claras: (A) início da estruturação com instalação de sistema de cisalhamento
próximo aos lineamentos principais; deposição de quartzo, gel de sílica e sílica
microcristalina juntamente com calcita (que posteriormente é substituída por quartzo),
dando origem a texturas primárias e de substituição; (C) vários eventos crack and seal
formaram uma brecha silicosa que solda tanto fragmentos angulosos a subanglosos da
rocha encaixante, quanto de veios de quartzo; (D) finalizando a estruturação do depósito
de Águas Claras ocorre uma maior concentração de veios econômicos, principalmente
junto ao hangwall; (E) implantação de sistema tardio de stockworck de quartzo e albita
possivelmente alterando para montmorilonita; finalizando com a percolação de
carbonatos de cobre de cor verde (malaquita).
44
DISCUSSÕES E CONCLUSÕES
Rocha hospedeira
O depósito hidrotermal de Águas Claras está hospedado em rocha com
características subvulcânicas que até então era correlacionada a uma fase de evolução do
Granito São Romão, o qual apresenta idade de cristalização de 1.763 Ma. Ainda, o padrão
geocronológico ao longo de todo o Alto Estrutural Eugênia Arinos é marcado por
intervalos de idades que variam entre 1.78-1.75 Ga e 1.54Ga que respectivamente
enquadram o Granito São Pedro, a Sequência Roosevelt e a Suíte Intrusiva Rio do Sangue.
A idade aqui apresentada para a hospedeira do depósito, 1804 Ma, é considerada robusta,
dado aos baixos valores de Pb comum, altos valores de correlação de erros e um MSWD
em torno de 1. Assim, dada a diferença nas idades de cristalização, a correlação com as
unidades até então descritas na região se torna dificultada. Uma alternativa possível seria
a correlação com a Unidade Colíder que incluis rochas vulcânicas e subvulcânicas e cujo
intervalo proposto para sua cristalização tem variado entre 1.78 e 1.81 Ga.
Adicionalmente, rochas vulcânicas da unidade Colíder tem sido reportadas a este-sudeste
do AAEA e potencialmente a região de AC poderia esta ao longo de sua possível extensão
para w.
Veios e brechas
A zona mineralizada do depósito de Águias Claras é complexa e mostra uma
evolução que inclui um ou mais episódios de formação de veios e brechas dos veios
originais com cimentação tanto por ganga quanto por minerais de minério.
As texturas primária, de substituição e também de recristalização encontradas em
quartzo, tanto em veios quanto na cimentação dos fragmentos das brechas, são indicativas
processos e condições de deposição. Segundo vários autores, entre eles Roedder, (1984)
Bodnar et al. (1985) e Fournier, (1985) a textura coloforme é indicativa de deposição
rápida de quartzo calcedônico em espaços abertos em sistemas epitermais rasos. Henley
e Hughes (2000) sugerem que esta textura é gerada durante a rápida abertura de uma
fratura que produz instantâneo decréscimo de pressão e temperatura associado com
processos de boiling ou flashing. Da mesma forma, a textura crustiforme é sugerida como
resultado da flutuação rápida e episódica da temperatura e ou pressão durante um evento
de boiling (Moncada et al., 2012). Adicionalmente, a morfologia em laminas da calcita
(calcita bladed) é atribuída ao seu rápido crescimento como resultado de perda de CO2
para fase vapor durante um evento de boiling (Simmons e Christenson, 1994) e sua
posterior substituição por quartzo ocorre enquanto o sistema resfria (Hendequist e
Henley, 1995).
Brechas são uma característica comum em vários tipos de depósitos minerais. As
brechas hidrotermais são uma subclasse da família “breccia” e são comumente
observadas em depósitos de ouro mesotermais, cobre-ouro-molibdênio pórfiro, depósitos
epitermais de metais preciosos e do tipo IOCG; importantes revisões sobre a classificação
de brechas podem ser encontradas em Sillitoe (1985), Vearncombe (1993) e Jébrak (1997)
e em referências neles contidas.
As brechas correspondem a um estágio mais avançado na formação da zona
mineralizada de Águas Claras e, compartilham muitas das características apresentadas
por Sillitoe (1985) para brechas classificadas como de natureza freática, tais como: rochas
hospedeiras (dacitos a riolíticos), a configuração vulcânica (complexo de cúpulas), a
45
forma (veio tabular a irregular), características dos fragmentos (angular a subarredondado
e heterolitológico) e mineralogia da ganga (variações de minerais de quartzo); estes
últimos sendo inclusive utilizados para distinguir brechas freáticas da maioria das brechas
magmático-hidrotermais (Sillitoe, 1985). Já Jébrak (1997), discute o mecanismo,
morfologia e distribuição de tamanho de partícula (DTP) em brechas hidrotermais
relacionadas a falhas. A descrição e integração desses parâmetros permite uma avaliação
dos mecanismos envolvidos na formação de brechas, bem como sua provável
configuração estrutural, nível crustal e aspectos da interação fluido-rocha. Neste sentido,
o DTP (tamanho quase semelhante dos fragmentos), a morfologia dos fragmentos
(angular a fracamente subarrendados), as razões de dilatação (alta, mas variável) e a
mineralogia dos espaços de preenchimento (dominados por minerais de quartzo) sugerem
um envolvimento significativo de eventos boiling ou flashing seguido de episódios de
crack and seal. O colapso é também um mecanismo evidente que começa quando o meio
se torna hidrodinâmicamente contínuo (Jébrak, 1997); nessa fase, formam-se as texturas
cockade ao redor de fragmentos das brechas.
A deposição de sílica ao redor de fragmentos e consequente formação da textura
cockade (Sander e Black, 1988) é precedida por brechação assistida por fluídos (Dong et
al., 1995) e; durante este evento são produzidos três componentes visíveis nas estruturas
cockades do depósito de Águas Claras: 1) núcleos das partículas são compostos por
fragmentos de quartzo ou da hospedeira e tem normalmente uma forma elipsoide
irregular; 2) “envelopes” de quartzo em torno das partículas do núcleo tem espessuras que
variam de 1mm à 20mm; 3) deposição de quartzo microcristalino entre o “envelope”
esferoidal e a partícula do núcleo.
Fluídos
O sistema hospedeiro do depósito de manganês de Águas Claras mostra, com a
base atual de dados, a existência de pelo menos dois eventos de precipitação de ganga;
um de mais alta temperatura, em torno de 340°C, onde coexistem fluídos aquosos e aqua-
carbônicos de salinidade moderada, 14-16% em peso NaCl equivalente e o segundo de
temperatura e salinidade mais baixas, respectivamente 200°C e 0-12% em peso NaCl
equivalente, composto unicamente por fluidos aquosos.
A coexistência de inclusões fluídas aquosas e aqua-carbônicas em um único
domínio microscópico (FIA1) sugerem que tais inclusões são cogenéticas e que elas
foram trapeadas a partir do mesmo fluído (Van den Kerkhof e Hein, 2001). A coexistência
de fluidos aquosos e aquo-carbonicos pode ocorrer por mistura isotermal de diferente
fluídos (Wilkinson, 2001) ou por processos de imiscibilidade (Baker, 2002). A
distribuição subhorizontalizada no gráfico de temperatura de homogeneização versus
salinidade (Figura 22) sugere a possibilidade de mistura isotermal, entretanto a variação
restrita dos valores de salinidade parece arguir contra tal alternativa. Por outro lado, Baker
(2002) sugere que a exsolução de fluídos magmáticos derivados de magmas félsicos a
pressões menores do que 1.3Kb, tem potencial para gerar fluídos aquosos e aquo-
carbônicos de salinidade baixa a moderada por imiscibilidade, similar aos reconhecidos
na FIA1.
O fluído aquoso de baixa salinidade registrado pelas inclusões do tipo 3 e 4
registra uma distribuição no diagrama de temperatura de homogenização versus
salinidade marcada pelo aumento da salinidade com o abaixamento da temperatura, o que
segundo Bodnar (1994) e Moncada et al., (2012) é compatível com o envolvimento de
processo de boiling a partir de fluídos meteóricos aquecidos; a coexitência de inclusões
do tipo 3 e 4 corrobora esta sugestão.
46
Figura 22. Diagrama homogeneização por salinidade.
Profundidade da mineralização
Os dados observados em inclusões fluídas de Quartzo 2, que potencialmente
sindicam as condições mais próximas da deposição do minério de manganês, são
indicativos de boiling e, portanto, condições de pressão e profundidade de deposição
podem ser estimados pelas curvas de boiling como propostas por Haas (1971). Boiling
entre temperaturas de 190 e 230°C devem ocorrer a profundidades entre 150 e 300 m
abaixo do lençol freático em um sistema sob condições de pressão hidrostática.
Fonte de Mn, transporte e deposição
A fonte do manganês em depósitos hidrotermais tem sido discutida por vários
autores em diferentes partes do mundo e para uma grande maioria dos depósitos a fonte
primordial estaria ligada a rochas máficas e ultramáficas (Wedepohl, 1972). Por outro
lado, Leal et al. (2008) sugerem que a fonte de metal para os depósitos manganesíferos
das Serras Pampeanas da Argentina, estaria ligada a lixiviação de Mn da estrutura de
biotita e hornblenda em níveis mais profundos do embasamento ígneo durante a alteração
hidrotermal. Já Gutzmer et al. (2006) sugerem que os volumosos riolitos, andesitos e
granitos da região do anti Atlas seriam a fonte para o enriquecimento pouco usual de Mn,
Ba e Pb do depósito de Imini no Marrocos; o Mn advindo da alteração dos minerais
máficos enquanto que Ba, Pb e K advindos da quebra do feldspato alcalino.
A mineralização de manganês hidrotermal do depósito de Águas Claras está
hospedada em rochas subvulcânicas ácidas de idade Paleproterozóica, condição essa
similar aos depósitos de manganês hidrotermal do noroeste do México e sudoeste do
Estados Unidos, a exceção da idade que nos últimos é bem mais recente. Segundo Ellis e
Mahon (1964) e Seyfried e Bishoff (1977), essa condição deve implicar em íntima relação
genética entre as rochas vulcânicas e depósitos de manganês. Segundo os mesmos
autores, a maioria do manganês em rochas vulcânicas ocorre na matriz e em sítios
intersticiais de onde é facilmente lixiviado. Uma fonte alternativa de metal para o depósito
de Águas Claras poderiam ser as rochas máficas e ultramáficas que possam ter
47
sobrevivido a subducção de crosta oceânica depois da colisão do Arco Magmático
Juruena e do Arco Magmático Tapajós à 1650 Ma. Entretanto, os altos teores de Ba, Sr
e Pb do minério de Águas Claras podem ser indicativos do maior envolvimento das rochas
vulcânica-subvulcânicas a partir da destruição de seus minerais máficos e plagioclásios.
O manganês no estado bivalente (2+) é um elemento móvel e solúvel e, portanto,
pode ser lixiviado, concentrado e transportado sob condições ácidas e redutoras. Tais
condições, segundo Decrée et al. (2010) são encontradas tanto em águas superficiais
quanto em águas subterrâneas. Por outro lado, a deposição de óxidos quase puros de
manganês com baixos teores de Fe e de Si podem somente ser explicados por soluções
oxidadas e alcalinas a semelhança do que ocorre no depósito de Imini no Marrocos. A
modificação de condições ácidas e redutoras para alcalinas oxidantes deve ser dado pela
mistura de um fluído metalífero que sofre boiling, consequentemente aumentando seu
pH, com um fluído meteórico oxigenado e mais frio. Esta são condições apropriadas para
a formação de óxidos de manganês tais como pirolusita e holandita (Gutzmer et al., 2006).
Tipo de depósito
De acordo com Roy (1968) e Nicholson (1992), óxidos de manganês tetravalentes
(Mn4+) como pirolusita e holandita, são formados em sistemas epitermais próximos à
superfície. Adicionalmente, os veios (Qz1) e a cimentação de brechas hospedeiras (Qz2)
da mineralização manganesífera desenvolvem texturas bandadas, coloformes,
crustiformes e cockade que são indicativas da deposição de sílica em condições de
temperatura e profundidade compatíveis com aquelas esperadas em depósitos epitermais
(Bodnar 1994, Moncada et al., 2012). A mineralização também ocorre preenchendo
espaços abertos característico de ambientes rasos e a ausência de ganga pode ter resultado
de fracionamento de Si e Fe em condições subsequentes mais oxidante e alcalinas.
O distrito de Águas Claras difere dos típicos depósitos epitermais de metais
precioso, pois sua natureza oxidada com óxidos-Mn" e baixíssimos teores de FeO2 e
nenhum sulfeto. Sistemas epitermais provavelmente podem variar de reduzido a
altamente oxidado. O depósito de Águas Claras representa a deposição de um sistema
geotérmico oxidado.
AGRADECIMENTOS
Agradeço a Universidade Federal de Mato Grosso, a FAPEMAT através do edital
002/2015, Processo n° 154836/2015, pelo apoio financeiro, sem ele o presente trabalho
não teria sido possível realizar, agradeço também em especial ao meu orientador Dr.
Jayme Alfredo Dexheimer Leite por acreditar neste projeto e pelas discussões e
aconselhamentos. Também não poderia deixar de agradecer o apoio da família e dos
amigos (as) e colegas de mestrado pelas sugestões e discussões.
REFERÊNCIAS
Adams, S. F. (1920). A microscópic study of vein quartz. Economic Geology, 15, 623-
664.
Baker, T. (2002). Emplacement depth and carbon dioxide-rich fluid inclusions in
intrusion-related gold deposits. Economic Geology, 97, 2002, 1111–1117.
48
Bodnar, R. J., Burnham, C. W.e Sterner, S. M. (1985). Synthetic fluid inclusions in
natural quartz. III. Determination of phase equilibrium properties in the system H2O-NaCl
to 1000°C and 1500 bars. Geochimica et Cosmochimica Acta, 49, 1861-1873.
Bodnar, R. J. (1993). Revised equation and table for determining the frezing point
depression of H2O-NaCl solutions. Geochimica et Cosmochimica Acta, 57, 683-684.
Bodnar, R. J. (1994). Philosophy of fluid inclusion analysis. In: Vivo, B. De, Frezzotti,
M. L. (eds.), Fluid Inclusions in Minerals, Methods and Applications, (p. 1-6).
Blacksburg: Virginia Tech.
Bodnar, R. J. (2003). Introduction to fluid inclusions. In Samson, I., Anderson, A.,
Marshall, D. (eds.), Fluid Inclusions: Analysis and Interpretation. (v.32, 1-8).
Blacksburg: Mineral. Assoc. Canada, Short Course.
Canet, C., Prol-Ledesma, R. M., Proenza, J. A., Rubio-Ramos, M. A., Forrest, M. J.,
Torres-Vera, M. A., Rodríguez-Díaz, A. A. (2005a). Mn-Ba-Hg mineralization at shallow
submarine hydrothermal vents in Bahía Concepción, Baja California Sur, Mexico.
Chemical Geology, 224, 96-112.
Canet, C., Prol-Ledesma, R. M., Torres-Alvarado, I., Gilg, A. H., Villanueva, R. E.,
Lozano-Santa, Cruz R. (2005b). Silica-carbonate stromatolites related to coastal
hidrotermal venting in Bahía Concepción, Baja California Sur, México. Sedimentary
Geology, 174, 97-113.
Cretar, D. A., Namson, J., Chyi, M. S., Williams, L., Feigenson, M. D. (1982).
Manganiferouscherts of the Franciscan assemblage: I. General geology, ancient and
modern analogues, and implications for hydrothermal convectionat oceanic spreading
centers. Economic Geology, 77, 519-540.
Diamond, L. W. (1992). Stability of CO2 calthrate hydrate + CO2 liquid + Co2 vapour +
aquous KCl-NaCl solutions: Experimental determination and aplicaton to salinity
estimates of fluid inclusions. Geochimica et Cosmochimica Acta, 56, 273-280.
Decrée, S., Ruffet, G., De Putter, T., Baele, J. M., Recourt, P., Jamoussi, F., Yans, J.
(2010). Complex Mn oxides in the Tamra iron mine: Ar-Ar geochronology and efficient
traps for metal pollutants in a Fe-Pb-Zn mine environment. Journal of African Earth
Sciences, 57, 249-261.
Demoustier, A., Castroviejo, R., Charlet, J. M. (1998). Classificacion textural del cuarzo
epitermal (Au-Ag) de relleno filoniano del area volcanica de Cabo de Gata, Almeria.
Boletin Geológico y Minero, 109 (5), 449-468.
Dorokhin, I. V., Bogachero, E. N., Druzhiniv, A. V., Soboleviski, V. I., Gorbunov, E. V.
(1969). Economic mineral deposits. Moscow: Higher School, 368 p.
Dowling, K., Morrison, G. W. (1990). Application of quartz textures to the classification
of gold deposits using North Queensland examples. Economic Geology Monograph, 6,
342-355.
49
Dong, G., Morrison, G., Jaireth S. (1995). Ouartz textures in epithermal veins,
Oueensland-Classification, origin and implication. Economic Geology, 90, 1841-1856.
Ellis, A. J., Mahon, W. A. J. (1964). Natural hydrothermal systems and experimental hot
water/rock interactions. Geochimica et Cosmochimica Acta, 28, 1323-1357.
Fournier, R. O. (1985). The behavior of silica in hydrothermal solution. Reviews in:
Economic Geology, 2, 45-61.
Goldstein, R. H., Reynolds, T. J. (1994). Systematics of Fluid Inclusions in Diagenetic
Minerals. USA: Society for Sedimentary Geology, Society of Economic Paleontologists
e Mineralogists Short Course, v. 31; 199 p.
Gutzmer, J., Beukes, N., Rhalmi, M., Mukhopadhyay, J. (2006). Cretaceous karstic cave-
fill manganse-lead-barium deposits of Imini, Morocco. Economic Geology, 101, 385-405.
Haas, J. L., Jr. (1971). The effect of salinity on the maximum thermal gradient of a
hydrothermal system at hydrostatic pressure. Economic Geology, 66, 940-946.
Henley, R. W., Hughes, G. O. (2000). Underground Fumaroles: “Excess Heat” Effects in
Vein Formation. Economic Geology Bulletin of the Society of Economic Geologists,
95(3), 453-466.
Hewett, D. F., Fleischer, M. (1960). Deposits of manganese oxides. Economic Geology,
55, 1-55.
Hewett, D. F., Fleischer, M., Conklin, N. (1963). Deposits of the manganese oxides:
supplement. Economic Geology, 58, 1-51.
Hewett, D. F. (1964). Veins of hypogene manganese oxide minerals in the Southwestern
United States. Economic Geology, 59 (8), 1429-1472.
Jébrak, M. (1997). Hydrotermal breccias in vein-type ore deposits: A review of
mechanisms, morphology and size distribution. Ore Geology Reviews, 12, 111-134.
Knust, S. S. A. (2010). Geologia e Recursos Minerais da Folha Porto dos Gaúchos,
SC.21-Y-D: escala 1:250.000. Goiania: CPRM, Programa de Levantamentos Geologicos
Básicos do Brasil – PLGB, 141p.
Lacerda Filho, J. V., Abreu Filho, W., Valente, C. R., Oliveira, C. C. de, Albuquerque,
M. C. (2004). Geologia e recursos minerais do Estado de Mato Grosso: texto explicativo
dos mapas geológicos e de recursos minerais do estado de Mato Grosso – 1:1000.000.
Cuiabá: CPRM. Programa Geologia do Brasil – PGB, 235p.
Laznicka, P. (1992). Manganese deposits in the global lithogenetic system: Quantitative
approach. Ore Geology Reviews, 7, 279-356.
50
Leal, P. R., Correa, M. J., Ametrano, S. J., Etcheverry, R. O., Brodtkorb, M. K. (2008).
The Manganese Deposits of the Pampean Ranges, Argentina. The Canadian
Mineralogist, 46, 1449-1467.
Leite, J. A. D., Sousa, M. Z. A., Batata, M. E. F., Costa, A. C. D. (2010). Suíte Rio do
Sangue: registro de uma associação AMCG no sudoeste do Cráton Amazônico, noroeste
do estado de Mato Grosso. Revista Brasileira de Geociências, 40(1), 36-46.
Ludwig, K. R. (2012). User’s manual for Isoplot 3.75. A geochronological toolkit for
Microsoft Excel. Berkeley: Geochronology Center Special Publication, v. 5, 75 p.
Miura, H., Hariya, Y. (1997). Recent manganese oxide deposits in Hokkaido, Japan. In
Nicholson, K., Hein, J. R., Bühn, B., Dasgupta, S. (eds.), Manganese mineralization,
geochemistry and mineralogy of terrestrial and marine deposits. (v. 119, 281-299)
London: Geological Society Special Publication.
Moncada, D., Mutchler, S., Nieto, A., Reynolds, T. J., Rimstidt, J. D., Bodnar, R. J.
(2012). Mineral textures and fluid inclusion petrography of the epithermal Ag-Au
deposits Guanajuato, Mexico: Aplication to exploration. Journal of Geochemical
Exploration, 114, 20-35.
Neder, R. D., Leite, J. A. D., Figueiredo. B. R., McNaughton, N.J. (2002). 1.76 Ga
volcano-plutonism in the southwestern Amazoniam craton, Aripuanâ-MT, Brazil:
tectoestratigraphic implications from SHIRIMP U-Pb zircon data and rock geochemistry.
Precambrian Research, 119(1-4), 171-187.
Nicholson, K. (1990). Stratiform manganese mineralization near Inverness, Scotland: A
Devonian sublacustrine hot spring deposits?. Mneralium Deposita, 25, 126-131.
Nicholson, K. (1992). Contrasting mineralogical-geochemical signatures of manganese
oxides: Guides to metallogenesis. Economic Geology, 87, 1253–1264.
O’Reilly, G. A. (1992). Petrographic and geochemical evidence for a hypogene origin of
granite-hosted, veintype Mn mineralization at the New Ross Mn deposits, Lunenburg
Contry, Nova Scotia, Canada. Economic Geology, 87, 1275-1300.
Roedder, E. (1984). The fluids in salt. American Mineralogist, 69, 413-439.
Rogers, A. F. 1918. The occurrence of cristobalite in California. American Journal of
Science, 45 (267). 222–226.
Roy, S. (1968). Mineralogy of the different types of manganese deposits. Economic
Geology, 63, 760-786.
Roy, S. (1992). Environments and processes of manganese deposition. Economic
Geology, 87, 1218–1236.
Rye, R. O. (1993). The evolution of magmatic fluids in the epithermal environment: the
stable isotopic perspective. Economic geology, 88, 733-753.
51
Sander, M. V., Black, J. E. (1988). Crystallization and recrystallization of growth-zoned
vein quartz crystals from epitermal systems-implications for f1uid inclusion studies.
Economic Geology, 1052-1060.
Santos, J.O.S, Hartmann, L.A., Gaudette, H.E., Groves, D.I., McNaughton, N.J., Fletcher,
I.R. (2000). A new understanding of the provinces of the Amazon Craton based on
integration of field mapping and U-Pb and Sm-Nd geochronology. Gondwana Research,
3(4), 453-488.
Sato, K., Basei, M.A.S., Siga, O.J. (2008). Novas técnicas aplicadas ao método U-Pb no
CPGeo - IGc/USP: avanços na digestão química, espectrometria de massa (TIMS) e
exemplos de aplicação integrada com SHRIMP [New techniques applied to U-Pb method
at CPGeo - Igc/USP: advances in chemical digestion, mass spectrometry (TIMS) and
examples of application integrated with SHRIMP]. Geologia USP Série Científica, 8, 77-
99.
Seyfried, W., Bishoff, J. (1977). Hydrothermal transport of heavy metals by seawater: the
role of seawater/basalt ratios. Earth and Planetary Science Letters, 34, 71-77.
Sillitoe, R. H. (1985). Ore-Related Breccias in Volcanoplutonic Arcs. Economic Geology,
80, 1467-1514.
Silva, G. G., Lima, M. I. C., Andrade, A. R. F., Issler, R. S., Guimarães, G. (1974).
Geologia. Folha SB.22 - Araguaia e parte da SC.22. Tocantins: DNPM/Radam, Brazil, v.
4, p. 1-72.
Simmons, S.F., Christenson, B. W. (1994). Origins of calcite in a boiling geothermal
system. American Journal of Science, 294, 361-400.
Sheppard, S. M. F. (1986). Characterization and isotopic variations in natural waters.
Reviews in: Mineralogy and Geochemistry, 16, 165-183.
Shepherd T. J., Rankin A. H., Alderton, D. H. M. (1985). A Practical Guide to Fluid
Inclusion Studies. London: Blackie, 239 p.
Taylor H. P. Jr. (1979). Oxygen and hydrogen isotope relationships in hydrothermal
mineral deposits. In: Barnes, H.L. (ed.), Geochemistry of hydrothermal ore deposits. New
York: Wiley Intersci, p. 236-277.
Tassinari, C. C. G., Macambira, M. J. B. (1999). Geochronological provinces of the
amazonian craton. Episodes, 22 (3), 174-182.
Toth, J. R. (1980). Deposition of submarine crust rich in manganese and iron. Geological
Society of America Bulletin, 91, 44-54.
Van den Kerkhof, F., Hein, U. (2001). Fluid inclusion petrography. Lithos, 55, 27–47.
Vearncombe, J. R. (1993). Ouartz vein morphology and implications for formation depth
and classification of Archaean gold-vein deposits. Ore Geology Reviews, 8, 407-424.
52
Wedepohl K. H. (1972). Manganese: In Handbook of Geochemistry II-3. Berlin:
Springer-Verlag.
Wilkinson, J.J. (2001). Fluid inclusions in hydrothermal ore deposits. Lithos, 55, 229–
272.
Zantop, H. (1978). Geologic setting and genesis of iron oxides and manganese oxides in
the San Francisco manganese deposit, Jalisco, México. Economic Geology, 73, 1137-
1149.
UNIVERSIDADE FEDERAL DE MATO GROSSO
FACULDADE DE GEOCIÊNCIAS
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS
FOLHA DE APROVAÇÃO DA DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
APRESENTADA EM DEFESA PÚBLICA
AUTOR(A): Uendel Chaves Barroso
TÍTULO DA DISSERTAÇÃO DE MESTRADO: O DEPÓSITO EPITERMAL DE
MANGANÊS DE ÁGUAS CLARAS: TEXTURA MINERAL,
CARACTERIZAÇÃO DE FLUIDOS E IDADE U-PB DA ROCHA HOSPEDEIRA
ORIENTADOR(A): Dr. Jayme Alfredo Dexheimer Leite
EXAMINADORES ASSINATURAS
Presidente da Banca Examinadora:
... ____________________________
Membro Interno da Banca Examinadora:
... ____________________________
Membro Externo da Banca Examinadora:
... ____________________________
APROVADA EM: ___ / ___ / ______ .
Cuiabá, ___ de ________________ de ______ .