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UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO SUL
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS
“A GAGARINITA E FASES ASSOCIADAS NO GRANITO
MADEIRA (PITINGA, AMAZONAS)”
AMANDA CRISTINA PIRES
ORIENTADOR: ARTUR CEZAR BASTOS NETO
CO-ORIENTADOR: VITOR PAULO PEREIRA
BANCA EXAMINADORA: Prof. Dr. Milton Luiz Laquintinie Formoso
Prof. Dr. José Carlos Frantz
Prof. Dr. Luis Henrique Ronchi
Dissertação de Mestrado apresentada
como requisito para obtenção do
Título de Mestre em Geociências.
Porto Alegre – 2005
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Dedicatória
Dedico este trabalho ao amigo, colega e companheiro Vanius Silveira
Drozinski (
in memoriam)
, que esteve presente durante o início do meu aprendizado na
geologia. Ele foi uma pessoa fascinada por essa ciência, tinha amor pelo trabalho e
mostrou-me o que realmente vale: o que produzimos. Isso faz com que nós nos sintamos
vivos, ativos e importantes. Isso é o que nos ajuda a superar as piores dificuldades e
perdas.
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Resumo
O trabalho descreve a ocorrência de gagarinita-(Y) das porções mineralizadas de
criolita da base do Depósito Criolítico Maciço associado à subfácies albita granito do
Granito Madeira (1.8Ma) na jazida de Pitinga (Sn, Nb, Ta e criolita), onde o Y e ETR
serão explorados como co-produtos. A gagarinita forma cristais anédricos de até 7mm,
intersticiais ou inclusos na criolita, de cristalização anterior à criolita dos bolsões. Todos
os cristais apresentam texturas típicas de exsolução, pela primeira vez descritas em
fluoretos. Os padrões de exsolução são variados. Os cristais exsolvidos têm até 0,4mm,
são incolores, as cores de interferência são de primeira ordem, com birrefringência
0,005-0,007, são U(-), com retardo de 150 a 210nm. A fase exsolvida distribui-se
uniformemente em toda a extensão dos grãos da gagarinita-(Y), inclusive na borda;
segue uma ou mais orientações preferenciais e tem dimensões semelhantes. Podem
ocorrer coalescência de diferentes cristais exsolvidos, resultando em
strings
e
stringlets
.
Mais raramente, a orientação é menos evidente e as dimensões dos cristais são mais
variáveis. No contato gagarinita/criolita, reconhece-se a formação da fase exsolvida
como anterior à cristalização da criolita. A análise modal de uma população de grãos de
gagarinita-(Y) com os diversos padrões texturais de exsolução fornece o valor médio de
25,8% (considerado estatisticamente representativo) de proporção de fase exsolvida em
relação à fase hospedeira. Os parâmetros cristalinos da gagarinita-(Y) determinados a
partir de análises por DRX são compatíveis com os da literatura. Análises por MSE,
FRX e MEV da gagarinita-(Y) mostram uma composição bastante homogênea. A
fórmula estrutural média calculada na base de 2(ETR+Y+Ca) é
Na
0,24
Ca
0,58
Y
1,01
ETR
0,39
F
5,81
. O padrão de ETR normalizado ao condrito é caracterizado
por enriquecimento em ETRP e anomalia negativa em Eu. A composição da fase
exsolvida obtida por MSE, calculada para um total de cátions igual a 1, é Ce
0,53-0,66
La
0,09-0,26
Nd
0,08-0,26
Sm
0,01-0,04
Eu
0,01
Y
0-0,03
F
3,3-4,14
. Esta fórmula é semelhante à da
fluocerita, cujos picos característicos, entretanto, não ocorrem nos difratogramas. O
padrão de ETR mostra um fracionamento contínuo dos ETR com empobrecimento em
ETRP e discreta anomalia positiva em Eu. A composição da gagarinita inicial foi
reconstituída considerando-se as proporções modais das fases hospedeira e exsolvida,
obtendo-se Na
0,19
Ca
0,48
Y
0,83
ETR
0,69
F
6,27
. O padrão de ETR é plano com anomalia
negativa em Eu menos acentuada que na gagarinita hospedeira. Antes da exsolução, o
sistema mineral comportava-se provavelmente como uma solução sólida com a
substituição
+ 2ETR
3+
⇔
Na
+
+ Ca
2+
+ Y
3+
.
Formou-se, assim, uma gagarinita inicial
excepcionalmente rica em ETRL (cátions relativamente grandes) cuja presença foi
compensada por vacâncias, notadamente no sítio de coordenação VI. A diminuição da
temperatura desestabilizou a estrutura mineral que exsolveu os cátions de ETR com raio
iônico maior que o do Sm. A gagarinita hospedeira preservou os conteúdos de Y, ETRP
(com exceção do Sm que se repartiu entre ela e a fase exsolvida) e Na (e Ca),
constituindo uma estrutura estável, menos afetada por vacâncias e com um balanço de
cargas bastante equilibrado. A fase exsolvida é um fluoreto com razão cátions/flúor=
1/3, correspondendo à composição da fluocerita. Sua estrutura não pôde ser
determinada: picos da fluocerita não foram identificados e uma estrutura semelhante à
da gagarinita (razão cátions/flúor= 1/2) parece pouco provável. Estudos subseqüentes
poderão definir se trata-se de um novo mineral, polimorfo da fluocerita.
Palavras-chaves: exsolução, gagarinita, Pitinga
Abstract
This paper describes the occurrences of (Y)-gargarinite from criolitic
mineralized portions at the bottom of criolitic massive deposit associated to albite
granite facies of the Madeira Granite (1.8 My) at the Sn (Nb, Ta) Pitinga deposit
(Amanzonas state, Brazil), where Y and ETR will be exploritad as by-products. The
gagarinite crystals are intersticial or included in the first generation of criolite, and
forms anhedric crystals up to 7 mm large. All crystals present typical exsolution
textures, described for the first time for fluorides. The exsolution patterns are variable.
The exsolved crystals are colorless, up to 0,4mm large, with interference color of first
order with birefringence 0,005-0,007, U(-) with retardation of 150 to 210 nm. The
exsolved phase is equally distributed at the whole extension of the gagarinite grains,
even in the grain boundary. The grains of the exsolved phase follow one or more
preferred orientation with similar sizes. More rarely, the orientation is less evident and
the sizes are irregular. Strings or stringlets may occur as coalescence of different
exsolved crystals. In the gagarinite/criolite grain boundary, it’s possible to recognize
that the exsolution occurs before the criolite crystallization. The modal analyses of a
gagarinite grain population, with several exsolution patterns, provides an average value
of 25,8% (considered statistically representative) of exsolved phase proportion related
to the host phase. The gagarenite crytaline parameters, determined according to XRD
analysis are compatible with the ones on the literature. Analyses by EMPA, XRF and
SEM in gargarinite show an homogeneous composition. The average calculated
structural formula based on 2(REE+Y+Ca) is Na
0,24
Ca
0,58
Y
1,01
REE
0,39
F
5,81
. The REE
pattern normalized to condrite composition is characterized by HREE enrichment and
negative Eu anomaly. The composition of the exsolved phase, obtained by EMPA,
calculated to one cation, is Ce
0,53-0,66
La
0,09-0,26
Nd
0,08-0,26
Sm
0,01-0,04
Eu
0,01
Y
0-0,03
F
3,3-4,14
.
It’s similar to the fluocerite formula, which characteristic peaks don’t occur in the
difratograms. The REE pattern shows continuous fractionation of total REE with HREE
depletation and a slight positive anomaly of Eu. The composition of the initial
gargarinite is Na
0,19
Ca
0,48
Y
0,83
REE
0,69
F
6,27
, established according to modal proportions
of host and exsolved phases. The REE pattern is smooth with negative anomaly of Eu
less pronounced than in the host gagarinite. Before the exsolution, the mineral system
probably behaves as solid solution with the substitution
+ 2ETR
3+
⇔
Na
+
+ Ca
2+
+
Y
3+
.
Then, the initial gagarinite was formed with exceptionally high LREE (relatively
large cations), which was compensated by vacancies in VI coordination sites. The drop
of temperature turned the mineral structure unstable, exsolving the REE cations with
larger ionic radii than Sm radius. The host gagarinite preserved the Y and HREE (with
exception of Sm, that was split between the host and the exsolved phase) and Na (and
Ca) contents, forming a stable structure with less vacancies and with equilibrated charge
balance. The exsolved phase is a fluoride with cation/fluorine ratio= 1/3, corresponding
to a fluocerite composition. The exsolved phase strutucture could not be determined:
fluocerite peaks were not identified and a similar of gagarinite (cation/fluorine
ratio=1/2) doesn’t seem to be likely. Subsequent studies could determine if it’s, a
fluocerite polimorph.
Keywords: exsolution, gagarinite, Pitinga
7
Lista de Figuras
Figura 1 - Crátons e bacias que compõem a América do Sul e divisão do Cráton
Amazônico em Escudo das Guianas, ao norte e Escudo Guaporé, ao sul.... 21
Figura 2 - Divisão do Cráton Amazônico nas seis províncias geocronológicas que o
compõem. ..................................................................................................... 22
Figura 3 - Mapa geológico da área da Mina Pitinga....................................................... 24
Figura 4 - Distribuição de fácies, subfácies e do Depósito Criolítico Maciço do Granito
Madeira......................................................................................................... 38
Figura 5: Difratrogramas de raios X da gagarinita de Pitinga........................................ 48
Lista de Abreviatura e Siglas
CPRM: Centro de Pesquisa de Recursos Minerais.
DRX: Difração de raios-X.
EDS: Análise por dispersão de energia.
Eh- Potencial de Oxidação em relação ao hidrogênio.
FRX: Fluorescência de raios-X.
MEV: Microscopia eletrônica de varredura.
MSE: Microssonda eletrônica.
pH: Logarítmo negativo da atividade de hidrogênio iônico.
u.m.a.: Unidades por Massa Atômica.
Lista de Símbolos
Al- Alumínio.
Ar- Argônio.
Ca- Cálcio.
Ce- Cério.
Co- Cobalto.
Cr- Cromo.
Dy- Disprósio.
Er- Érbio.
ETR - Elementos Terras Raras, Lantanídeos.
ETRL – Elementos Terras Raras Leves; incluem os elementos Lantânio ao Európio
(Formoso
et al.
1989).
ETRM- Elementos Terras Raras Médias; incluem os elementos do grupo dos
lantanídeos, do Praseodímio ao Európio (Formoso
et al.
1989).
ETRP - Elementos Terras Raras Pesadas; incluem os elementos do grupo dos
lantanídeos com maiores valores de massa atômica, são os últimos da lista, do
Gadolínio ao Lutécio (Formoso
et al.
1989).
ETRT - Elementos Terras Raras Totais, incluem todo grupo dos lantanídeos
Eu- Európio.
F- Flúor.
Fe- Ferro.
Gd- Gadolínio.
Ho- Holmio.
K- Potássio.
La- Lantânio.
Na- Sódio.
Nb- Nióbio.
Nd- Neodímio.
Pb- Chumbo.
Sm- Samário.
Sn- Estanho.
Sr- Estrôncio.
Ta- Tântalo.
U- Urânio.
V- Vanádio.
Y- Ítrio
Zr- Zircônio.
11
Sumário
RESUMO 3
ABSTRACT 5
LISTA DE FIGURAS 7
LISTA DE ABREVIATURA E SIGLAS 8
LISTA DE SÍMBOLOS 9
1 INTRODUÇÃO 14
1.1 JUSTIFICATIVA 14
1.2 OBJETIVO 14
2 O ÍTRIO E OS LANTANÍDEOS 16
2.1 LANTANÍDEOS 16
2.2 ÍTRIO 18
3 GEOLOGIA DE PITINGA 20
3.1 GEOLOGIA REGIONAL 20
3.1.1 Complexo Güianense 25
3.1.2 Suíte Intrusiva Água Branca 26
3.1.3 Supergrupo Uatumã 27
3.1.4 Formação Urupí 33
3.1.5 Formação Quarenta Ilhas 34
3.1.6 Formação Seringa 35
3.1.7 Eventos Supergênicos Posteriores 36
3.2 GEOLOGIA LOCAL 37
3.2.1 Anfibólio-biotita sienogranito 39
3.2.2 Biotita-feldspato alcalino granito 39
3.2.3 Feldspato alcalino granito hipersolvus 40
3.2.4 Albita granito 40
3.3 MINERALIZAÇÕES 42
3.4 GEOLOGIA DO DEPÓSITO CRIOLÍTICO MACIÇO 42
12
3.5 G
EOQUÍMICA DO GRANITO MADEIRA 44
4 METODOLOGIA E TÉCNICAS ANALÍTICAS 47
4.1 TRABALHO DE CAMPO E COLETA DE AMOSTRAS 47
4.2 LABORATÓRIO E TÉCNICAS ANALÍTICAS 47
4.2.1 Lupa Binocular e Difração de Raios X (DRX) 47
4.2.2 Microscópio Óptico e Scion Image Beta 4,20 49
4.2.3 Microscópio Eletrônico de Varredura (MEV) 49
4.2.4 Microssonda Eletrônica (MSE) 50
4.2.5 Fluorescência de Raios X (FRX) 50
5 A GAGARINITA-(Y) DO GRANITO MADEIRA (PITINGA, AMAZONAS): EXSOLUÇÃO DE
ETRL A PARTIR DE FLUORETO METAESTÁVEL E A FORMAÇÃO DE UM POSSÍVEL
NOVO MINERAL SEMELHANTE A FLUOCERITA 52
RESUMO 52
ABSTRACT 53
INTRODUÇÃO 54
TRABALHOS ANTERIORES 55
Geologia Regional 55
Geologia Local 56
Gagarinita e Fluocerita 60
METODOLOGIA 61
RESULTADOS 63
Ocorrência e observações petrográficas 63
Química Mineral 67
Análises por DRX 71
DISCUSSÕES 72
Texturas de exsolução 72
Condições de formação 73
Composição da gagarinita inicial e da gagarinita pós-exsolução 74
Os ETR e o processo de exsolução 75
A fase exsolvida, um novo mineral? 76
CONSIDERAÇÕES FINAIS 78
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS 80
6 CONSIDERAÇÕES FINAIS 84
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS 88
GLOSSÁRIO 101
13
ANEXO A 102
ANEXO B 115
ANEXO C 120
14
1 Introdução
1.1 Justificativa
A área em estudo localiza-se na Mina de Pitinga, pertencente à
Mineração Taboca (Grupo Paranapanema). Localizada no estado do Amazonas (Brasil),
é a maior produtora de estanho e tântalo do país, consistindo no único depósito de
criolita (Na
3
AlF
6
) passível de explotação no mundo. Por outro lado, sabe-se que o
Granito Madeira contém importantes reservas de Zr, Y e ETR, diagnosticadas apenas a
partir de análises químicas do minério, conhecendo-se muito pouco sobre os minerais
portadores destes elementos.
Destaca-se o uso do Y em ligas metálicas, especialmente com V, Cr e Fe
(baixa densidade, alto ponto de fusão e pequena captura de nêutrons termais) para uso
na engenharia nuclear, mísseis e veículos espaciais. Destaca-se também a importância
da liga Y-Co em imãs permanentes, reatores atômicos e semicondutores e do Y
2
O
3
em
tevê a cores e filtros de microondas. Os ETR são potencialmente utilizados na produção
de ácido fosfórico para fertilizantes.
1.2 Objetivo
A caracterização dos depósitos de ETR e Y, bem como a sua
potencialidade econômica se fazem necessários para o desenvolvimento da Mineração
Taboca em Pitinga.
Alguns trabalhos descrevem a presença de xenotima (fostato de Y) no
Granito Madeira; entretanto, fluoretos de Y e ETR também são fundamentais para a
determinação desses subprodutos, tanto para uma atualização da caracterização
15
mineralógica da área, como para a otimização da lavra de Pitinga. O objetivo, assim, é a
caracterização dos fluoretos, com uma relação particular, a gagarinita e a sua fase
exsolvida, indicando processos geoquímicos importantes e que elucidam a ocorrência
de ETR e Y.
16
2 O Ítrio e os Lantanídeos
2.1 Lantanídeos
Os elementos do grupo dos lantanídeos, definição mais correta, são aqui
designados de elementos terras raras (ETR).
Segundo Taylor (1964), a média dos ETR na crosta pode ser determinada
pela abundância relativa desses nas rochas sedimentares, assim, o Clarke dos ETR varia
de 60 ppm para o Ce a 0,48ppm para o Túlio (Tm) sendo 30 ppm para o La. Contudo, é
muito difícil definir precisamente a abundância de ETR em granitos devido à escassez
de dados, mas esse autor determinou uma média é de 50 ppm para o La nessas rochas.
Os dados químicos dos ETR, como raio atômico, valência e abundância
em função do número atômico são amplamente divulgados na literatura (webelements.
com; Formoso et al., 1989; Alcala, et al. 1989; Cunha et al., 1994; Dardenne, 1989).
Outros aspectos relativos aos ETR, como suas normalizações em função de diferentes
padrões ou a diadoquia também são bem conhecidos. Dessa forma, o comportamento
geoquímico desses elementos tem sido utilizado para o entendimento de processos
geológicos como magmatismo, metamorfismo, hidrotermalismo, intemperismo e outros,
bem como em investigações sobre processos geoquímicos envolvendo a formação de
depósitos minerais associados às rochas graníticas (Grossi e Dutra, 1989). Pode-se
discorrer sobre o comportamento dos ETR no magmatismo, hidrotermalismo e
intemperismo, situações essas que estão relacionadas ao Granito Madeira.
No magmatismo:
- A abundância e distribuição dos ETR são particularmente
sensíveis à natureza das fases residuais e dos líquidos durante a evolução
magmática, refletindo na composição das fases fluidas tardi e pós-magmática e na
dos minerais formados (Pollard, 1989);
17
- Alguns processos perturbam a evolução dos líquidos magmáticos,
como a cristalização fracionada, podendo ocorrer a entrada dos ETRP no lugar do
cálcio, enquanto os ETRL concentram nas fases residuais;
- O Eu
2+
se assemelha ao Sr, ocupando o lugar do Ca no
plagioclásio em condições onde a fugacidade de oxigênio é baixa. A inexistência de
anomalia positiva do Eu em anortositos (cumulatos), pode ser devida à alta
fugacidade de oxigênio durante a cristalização (oxidação do Eu
2+
para Eu
3+
) ou a
fonte era empobrecida nesse elemento;
- Assim como nas demais rochas, nos granitos, os ETR têm um
padrão de distribuição característico, onde, de uma forma geral, as ETRL são mais
abundantes que as ETRP e o Eu é sempre empobrecido (anomalia negativa). Nos
granitóides alcalinos e peralcalinos, essas características são acentuadas;
- Os ETR são mais abundantes nas rochas félsicas que nas máficas.
Nas félsicas, os principais acessórios que contêm esses elementos são o zircão, a
titanita, a alanita e a monazita, enquanto nas máficas são a olivina, o piroxênio, o
espinélio, a granada e o plagioclásio;
- A granada retém os ETRP; a hornblenda, a titanita e a apatita os
ETRM, embora estes dois últimos também possam reter os ETRL, que são retidos
também pela monazita e alanita.
Nos processos posteriores à formação da rocha magmática, pode ocorrer
mudanças nas condições de Eh e pH dos fluidos hidrotermais, que ocasionam a quebra
dos complexos de ETR com ligantes fortes (Gieré, Reto. 1993). Entretanto, o
fracionamento dos ETR é variável e complexo nesses sistemas. Leroy et al. (1988), ao
estudar depósitos Margnac e Lê Bernadan, no Maciço Central Francês, observou que,
em processos de epissienitização estéril em granito, não há fracionamento significativo
18
de ETR; no entanto, se este processo é acompanhado de mineralização, no caso de
pichblenda e coffinita, ocorre fracionamento significativo. A superposição da ação
supergênica gerou um intenso enriquecimento relativos em ETR no epissienito com
pichblenda e um empobrecimento no epissienito com coffinita (Leroy et al., 1988).
2.2 Ítrio
O Clarke do Y na crosta terrestre é 33ppm e a média em granitos é de
40ppm (Taylor, 1964). Embora existam poucas informações sobre o conteúdo deste
elemento nas diferentes rochas, sabe-se que, de forma geral, seus teores aumentam com
o teor de sílica.
O ítrio localiza-se na tabela periódica no grupo IIIB (quinto período), tem
número atômico 39 e massa atômica 88,906 u.m.a. Os raios iônicos (RI) do Y
3+
,
conforme o número de coordenação em que este elemento ocorre, são os seguintes:
VI
Y= 0,900Å,
VII
Y= 0,960Å,
VIII
Y= 1,019Å e
IX
Y= 1,075Å (Shannon, 1976). De acordo
com Marsh (1939 apud Gramaccioli et al., 1999), o Y comporta-se como se fosse um
ETR com número atômico 67,6 (entre o Ho e Er), sendo considerado como um
pseudolantanídeo (Bau & Dulski, 1995), porém, ao comparar os RI do Y para os
diferentes números de coordenação, verifica-se que isso é válido somente para o
VI
Y. O
VII
Y tem RI entre o
VII
Dy e o
VII
Er , o
VIII
Y, entre o
VIII
Dy e o
VIII
Ho, o
IX
Y, entre o
IX
Dy
e o
IX
Ho. Observa-se a inexistência do
VII
Ho. Portanto, de acordo com os RI de Shannon
(1976), com exceção da coordenação VI, o Y situa-se entre o Dy e Ho, o que concorda
com o proposto por Bau & Bulski (1995), que definiram a posição desse elemento para
fluidos hidrotermais ricos em flúor.
Na literatura, são descritos minerais de Y pertencentes às classes dos
óxidos, silicatos, fosfatos, carbonatos, fluoretos e outras. Exemplos desses minerais,
19
especialmente fluoretos, estão contidos no Granito Madeira, principalmente na
subfácies albita granito, conforme descrito no capítulo II desta dissertação. De acordo
com Vlasov (1966), os fluoretos de ítrio são pouco solúveis na água, porém complexos
como o Na
3
YF
6
são facilmente solúveis, mais que os compostos correspondentes com
Ce, sendo o Y mais facilmente transportado em soluções mineralizantes nesta forma de
complexo.
20
3 Geologia de Pitinga
3.1 Geologia Regional
O Cráton Amazônico localiza-se no norte da América do Sul, sendo uma das
maiores áreas cratônicas do mundo. É dividido pela Bacia Sedimentar Amazônica (de
idade Paleozóica) em Escudo das Guianas, ao norte e Escudo Guaporé ou Escudo do
Brasil Central, ao sul (FIG. 1). A área em estudo localiza-se na porção sul do Escudo
das Güianas (Almeida et al., 1981; Gibbs e Barron, 1983). Cinturões orogênicos
Neoproterozóicos compõem esta área cratônica que, segundo Tassinari e Macambira
(1999), se divide em seis grandes províncias geocronológicas: Amazônia Central (>2.3
Ga), Maroni-Itacaiúnas (2,2-1,95 Ga), Ventuari-Tapajós (1,95-1,80 Ga), Rio Negro-
Juruena (1,80-1,55 Ga), Rondonian-San Ignácio (1,50-1,30 Ga) e Sunsás (1,30-1,00
Ga), cuja distribuição pode ser vista na FIG. 2.
21
FIGURA 1 - Crátons e bacias que compõem a América do
Sul e divisão do Cráton Amazônico em
Escudo das Guianas, ao norte e Escudo
Guaporé, ao sul.
FONTE: Hartmann & Delgado (2001).
22
FIGURA 2 - Divisão do Cráton Amazônico nas
seis províncias geocronológicas
que o compõem.
FONTE: Tassinari et al. (1999).
A Província Amazônia Central constitui a crosta continental mais antiga
do Cráton Amazônico. Esta, não tendo sido afetada pela Orogenia Transamazônica
(2,2–1,9Ga), foi cenário de expressivo magmatismo e eventos de sedimentação até o
Neoproterozóico. Esta província é dividida em dois domínios, separados pela Província
Maroni-Itacaiúnas, o Bloco Roraima e o Bloco Carajás-Iricoumé, o qual se subdivide
nas áreas Carajás e Xingú-Iricoumé. A Área Xingú-Iricoumé é constituída por rochas
plutônicas e vulcânicas não metamorfizadas e cobertas por seqüências sedimentares,
sendo intrudidas por diversos plútons graníticos (Tassinari e Macambira, 1999).
23
Segundo Dall’Agnol et al. (1994), as relações de campo entre os granitos
anorogênicos e as rochas encaixantes evidenciam intrusões rasas, sob um regime de
tectônica distensiva, em desconformidade com as encaixantes, as quais se encontravam
em estado rígido.
Os primeiros levantamentos geológicos na região da Mina Pitinga foram
realizados com a execução do projeto RADAMBRASIL, nas folhas SA.21 - Santarém
(Araújo et al., 1976) e SA.20 - Manaus (Lourenço et al., 1978), onde foi realizado
mapeamento na escala 1:1.000.000. Os projetos Estanho do Abonari (Araújo Neto &
Moreira, 1976) e Sulfetos de Uatumã (Veiga Jr., 1979) abrangeram parte da região de
Pitinga e foram executados na escala 1:100.000. Na década de oitenta, destacam-se os
mapeamentos realizados por Costi et al. (1984) nas proximidades da área de Pitinga,
com a execução do Projeto Uatumã-Jatapú e os realizados por Jorge João et al. (1984)
no Projeto Trombetas-Mapuera. Recentemente, Faria et al. (2000) realizaram o
mapeamento geológico (escala 1:500.000) na região sul do estado de Roraima, a norte
de Pitinga, que está relacionado com o Programa de Levantamentos Geológicos Básicos
do Brasil, coordenado pela CPRM.
Posteriormente, foram desenvolvidos os projetos vinculados à ADIMB
(Agência para o Desenvolvimento Tecnológico da Indústria Mineral Brasileira) e
relacionados ao tema: “Caracterização dos depósitos minerais em distritos mineiros da
Amazônia”. Esses projetos foram individualizados em: subprojeto Pitinga – Estanho,
coordenado pelo Prof. Dr. Roberto Dall’Agnol (UFPA); e subprojeto Pitinga – Criolita,
coordenado pelo Prof. Dr. Artur Cezar Bastos Neto (UFRGS). Neste último subprojeto,
foi elaborado o Mapa Geológico Regional, na escala 1:100.000, abrangendo uma área
de um grau quadrado (FIG. 3).
24
FIGURA 3 - Mapa geológico da área da Mina Pitinga.
FONTE: Bastos Neto et al. (2003).
25
O mapa geológico apresentado representa o estágio atual do
conhecimento geológico na área da Mina Pitinga. A distribuição das unidades
estratigráficas descritas neste mapa foi aqui resumida de acordo com a seqüência
cronoestratigráfica, estando baseada na nota explicativa do mapa geológico regional
preliminar da área de Pitinga (Bastos Neto et al., 2003).
3.1.1 Complexo Güianense
O Complexo Guianense (Issler et al., 1974; Araújo et al., 1976) consiste
da unidade estratigráfica mais antiga da área, abrangendo genericamente todas as rochas
pré-Uatumã de origem orto e parametamórfica, resultantes de metamorfismo regional de
fácies anfibolito a granulito. Essas rochas também foram genericamente agrupadas sob a
denominação de Complexo Metamórfico Anauá por Faria et al. (2000), no estado de
Roraima.
Issler et al. (1974) descrevem as rochas desse complexo como sendo
metamórficas de fácies anfibolito a granulito, constituídas por gnaisses, granulitos,
anfibolitos e migmatitos com neossoma de composição granodiorítica. Também
descrevem granitos, granodioritos, dioritos e gabros, originados em episódio plutônico
tardiorogênico, além de rochas ultramáficas como hornblenditos, piroxenitos e
peridotitos.
Por serem intrudidas por rochas graníticas e estarem recobertas por
rochas vulcânicas do Supergrupo Uatumã, Dall’Agnol et al. (2003) assumem que as
rochas que constituem o Complexo Guianense possuem idades provavelmente mais
antigas ou próximas a 2.000 Ma. Esses autores afirmam que definições quanto à gênese,
significado tectônico e idade de formação dessas rochas são pouco conclusivas,
26
ressaltando que diferentes interpretações e unidades geológicas devem ser definidas à
medida que mais dados sejam levantados.
3.1.2 Suíte Intrusiva Água Branca
O termo Adamelito Água Branca foi empregado por Veiga Jr. et al.
(1979) em substituição ao Granodiorito Água Branca de Araújo Neto e Moreira (1976).
Os dados obtidos durante o Projeto Caracaraí (Programas de Levantamentos Geológicos
Básicos – CPRM) indicaram uma ampla variação composicional nessa unidade, o que
permitiu a Oliveira et al. (1996) a redefinirem como Suíte Intrusiva Água Branca. Faria
et al. (1999) denominaram Granito Igarapé Azul os termos mais peraluminosos
aflorantes no sudeste do estado de Roraima, restringindo o termo Suíte Intrusiva Água
Branca apenas aos termos metaluminosos.
A Suíte Intrusiva Água Branca ocorre na porção sul da área e, segundo
Araújo Neto & Moreira (1976), Veiga Jr. et al. (1979) e Santos (1984), é intrudida por
rochas hipabissais do Grupo Iricoumé. Essa suíte é constituída dominantemente por
monzogranitos, granitos sensu strictu, sienogranitos, granodioritos, monzonitos,
monzodioritos, dioritos e raramente gabros, com afinidade geoquímica cálcio-alcalina
metaluminosa a fracamente peraluminosa. As texturas variam de fanerítica equigranular
grossa a média, a microgranulares e porfiríticas com matriz equigranular média, sendo
que, nas proximidades de zonas de cisalhamento, esses litotipos ocorrem como rochas
miloníticas (Oliveira et al., 1996).
Os dados geocronológicos dessa unidade indicam idades Rb-Sr de 1.951
Ma (Santos e Reis Neto, 1982), 1.910 ± 10 Ma (Jorge João et al., 1985) e idades Pb/Pb
em zircões de 1.960 ± 21 e 1.938 ± 37 Ma (Almeida et al., 1997).
27
Costi et al. (1984) relacionaram a origem das rochas da Suíte Intrusiva
Água Branca a uma fonte mantélica, vinculada aos estágios finais do Ciclo
Transamazônico. Jorge João et al., (1985) relacionam a origem desses litotipos com
fusão mantélica ou de crosta inferior, no estágio pós-Transamazônico. A similaridade
química entre as rochas dessa suíte com os vulcanitos do Supergrupo Uatumã é
mencionada por Dall’Agnol et al. (1994), salientando que a relação com o Ciclo
Transamazônico não está bem definida. Faria et al. (2000) sugerem que a origem da
Suíte Água Branca esteja relacionada com as zonas orogênicas pré-colisionais em
ambiente de arco vulcânico.
3.1.3 Supergrupo Uatumã
O Supergrupo Uatumã é constituído por rochas vulcânicas e plutônicas
associadas, ambas com composições intermediárias a ácidas, não deformadas, e de
idades paleoproterozóicas. No Escudo das Guianas, os termos plutônicos são
subdivididos nas suítes intrusivas Mapuera e Saracura, e as vulcânicas nos grupos
Iricoumé e Surumu. As unidades vulcânicas equivalentes ao Grupo Iricoumé no
território venezuelano são denominadas de Caicara, na Guiana de Burro-Burro, e Grupo
Iriri, no Escudo do Guaporé. Os grupos Maloquinha e Rio Dourado são equivalentes
plutônicas dessas rochas nestes respectivos locais.
Diversas referências são feitas a esse grupo. Araujo et al., (1976) e
Lourenço et al. (1978) citam respectivamente Derby (1877) e Albuquerque (1922) como
primeiros autores a descrever rochas vulcânicas relacionadas ao Supergrupo Uatumã.
Oliveira & Leonardos (1940) definiram uma série denominada, então, Série Uatumã.
Barbosa (1966) também descreveu rochas classificando-as como Grupo Uatumã. Pessoa
28
et al. (1977) denominaram de Grupo Uatumã apenas as rochas vulcânicas e, ao
reconhecer a ampla heterogeneidade dessa seqüência vulcânica na região de Tapajós,
elevaram a Formação Iriri para Grupo Iriri. Por fim, Melo et al. (1978), em trabalhos
realizados no Estado de Roraima, redefiniram a unidade Uatumã como uma seqüência
vulcano-plutônica denominada de Supergrupo Uatumã. Santos (1982), baseado em
datações Rb/Sr, assume que os granitos tipo A, de idade Proterozóica e as rochas
vulcânicas félsicas do Supergrupo Uatumã, sejam cogenéticos. Segundo Dall’Agnol et
al. (1994), esta interpretação apresenta controvérsias porque as rochas vulcânicas do
Supergrupo Uatumã têm diferentes idades e, ainda, segundo Reis e Fraga (1996) e
Lamarão et al. (1999), "assinaturas" geoquímicas são diferentes.
Santos et al. (2000) assumem que o magmatismo Uatumã ocorreu entre
1880 Ma e 1870 Ma, em um ambiente anorogênico, devido ao fato de essas rochas
possuírem as principais características de rochas tipo A, tais como altos conteúdos de F,
Nb e Y, e diagramas de ETR com padrão bird-wing. Esses autores sugerem também que
o magma originou-se em alto nível crustal e que o posicionamento ocorreu em escala
continental, a baixas profundidades e por uma extensa área.
Tassinari et al. (1999, 2000) também afirmam que o Magmatismo
Uatumã possui assinaturas geoquímicas típicas de rochas tipo-A e concordam com a
interpretação de Dall’Agnol et al. (1994), que caracteriza o magmatismo como de
ambiente anorogênico, porém, Faria et al (2000), afirmam que os dados petrográficos e
litoquímicos das rochas do Grupo Iricoumé, são compatíveis com aqueles obtidos para
as rochas plutônicas da Suíte Intrusiva Água Branca que, por sua vez, representam o
magmatismo tardi-orogênico relacionado ao final do Ciclo Transamazônico na região.
29
3.1.3.1 Grupo Iricoumé
As rochas vulcânicas e hipabissais associadas do Grupo Iricoumé
predominam na região de Pitinga e são constituídas por vulcânicas efusivas,
piroclásticas e hipabissais, com composições quartzo traquítica, traquidacítica, dacítica
e riolítica, de afinidade cálcico-alcalina e cálcico-alcalina alto K.
Além das primeiras descrições, referentes às rochas vulcânicas no
Escudo das Guianas, realizadas por Derby (1877) e Albuquerque (1922), destacam-se os
trabalhos de Mandetta et al. (1974) e o Projeto RADAMBRASIL, onde Araújo et al.
(1976) referem-se aos vulcanitos da região como sendo co-magmáticos ao Granito
Mapuera.
A denominação de Formação Iricoumé foi atribuída para as rochas
vulcânicas intermediárias a ácidas, não metamorfizadas, associadas a granitóides mais
jovens, e com características petrográficas semelhantes às das vulcânicas efusivas da
Formação Surumu (Oliveira et al., 1975). A unidade Iricoumé foi elevada à categoria de
grupo por Veiga Jr. et al., (1979), relacionando-a ao magmatismo Uatumã.
Os termos efusivos e hipabissais caracterizam-se pela textura porfirítica,
com baixa percentagem de minerais máficos e matriz microcristalina a vítrea. As rochas
piroclásticas possuem composições mineralógicas semelhantes às efusivas e consistem
de tufos de granulação fina e ignimbritos com alta percentagem de fenoclastos e
vitroclastos. Efeitos de cataclase são observados localizadamente e os produtos de
alteração hidrotermal comumente descritos são constituídos por epídoto, clorita, micas
brancas e carbonatos, provavelmente ocasionado pelas intrusões graníticas.
O posicionamento estratigráfico do Grupo Iricoumé é baseado em
relações de campo e dados geocronológicos, que o vinculam ao Paleoproterozóico.
Araújo Neto & Moreira (1976), Veiga Jr. et al. (1979) e Santos (1984) descreveram
30
corpos hipabissais do Iricoumé intrudindo rochas da Suíte Água Branca, sendo que os
granitóides da Suíte Mapuera são intrusivos nos vulcanitos que, por sua vez, estão
recobertos pelas rochas sedimentares da Formação Urupi.
Oliveira et al. (1975), baseados em datações Rb/Sr em rocha total,
propõem uma idade de 1.840 Ma para a atividade vulcano-plutônica Uatumã. Utilizando
essa mesma metodologia, Basei (1977, 1978) obteve idade de 1.862 ± 43 Ma para as
vulcânicas do Iricoumé que ocorrem no extremo N do Pará e NE do Amazonas. Para o
que o autor denominou de Vulcânicas Uatumã, aflorantes ao longo dos rios Uatumã e
Pitinga, ele obteve idade de 1.725 ± 38 Ma. No entanto, dados obtidos na região da
Mina Pitinga, indicam idades U/Pb em zircão de 1.962 +42/-33 Ma (Schobbenhaus et
al., 1994), e Pb/Pb em zircão de 1.888 ± 3 Ma (Costi, 2000).
O Grupo Iricoumé tem sido genericamente correlacionado com
seqüências vulcânicas associadas a intrusões graníticas, e recobertas por sedimentação
paleo a mesoproterozóica, no Cráton Amazônico. Dessa forma, o Grupo Iricoumé é
correlacionável com o Grupo Surumu, na porção central do estado de Roraima, com o
Grupo Iriri, na província de Tapajós, Escudo Guaporé, além das formações Burro-Burro
no centro-oeste da Guiana e Caicara na Venezuela.
Conforme já mencionado por Costi et al. (2000) e Dall’Agnol et al.,
(2003), as vulcânicas do Supergrupo Uatumã podem estar relacionadas a mais de uma
série magmática, não obrigatoriamente contemporâneas.
3.1.3.2 Suíte Intrusiva Mapuera
Na região de Pitinga, os granitóides pertencentes à Suíte Intrusiva
Mapuera ocorrem como batólitos e stocks, intrudindo as rochas do Complexo
Güianense, da Suíte Intrusiva Água Branca e do Grupo Iricoumé.
31
Segundo Faria et al. (2000), a denominação Mapuera foi empregada
primeiramente em trabalhos da Geomineração LTDA (1972), realizados na região do rio
Mapuera. Essa unidade foi elevada à categoria de suíte em diversos trabalhos realizados
pela CPRM (Araújo Neto & Moreira, 1976; Veiga Jr., 1979; Costi et al., 1984),
consistindo no termo plutônico do Supergrupo Uatumã, sendo correlacionável com as
suítes intrusivas Saracura, no estado de Roraima, e Maloquinha na província de
Tapajós.
Veiga Jr et al. (1979) agruparam todos os granitóides genericamente
considerados como anorogênicos (tipo A), existentes na parte sul do Escudo das
Guianas, sob a denominação de Suíte Intrusiva Mapuera. Faria et al. (2000) afirmam
que esses granitos foram formados em um ambiente tectônico compatível com o de
gênese dos granitos tardi-orogênicos de Batchelor & Bowden (1985), e dominantemente
no campo dos granitos intraplaca de Pearce et al. (1984).
Diversos dados geocronológicos foram obtidos para os granitóides dessa
unidade, posicionando-a invariavelmente no paleoproterozóico. Araújo Neto e Moreira
(1976), pelo método Rb-Sr, verificaram que esses granitos têm a idade de 1.520 ± 47
Ma, sendo correlacionados ao Evento Parguaza, por serem intrusivos nas vulcânicas do
Supergrupo Uatumã. Veiga Jr. et al. (1979) e Costi et al. (1984) consideraram a Suíte
Intrusiva Mapuera mais jovem que a Formação Urupí. Macambira et al. (1987), ao
analisarem os conteúdos de Rb/Sr em rocha total, obtiveram idades de 1.691 ± 34 Ma
para o Granito Madeira e 1.679 ± 30 Ma para o Granito Água Boa. Tassinari (1996),
pelo mesmo método, definiu a idade de 1.670 ± 50 Ma para esta suíte, posicionando-a
no evento magmático gerador dos granitos Água Boa e Madeira. Fuck et al. (1993)
definiram a idade de 1.834 ± 6 Ma, para fácies rapakivi do Granito Madeira. Depois,
Lenharo (1998), com análises de U-Pb SHRIMP em zircão, datou a fácies biotita
32
granito deste corpo, obtendo a idade de 1.810 ± 6 Ma, além de ter obtido, pelo método
Pb-Pb SHRIMP, a idade de 1.794 ± 19 Ma para a fácies albita granito. Neste mesmo
trabalho, Lenharo (1998) analisou o Granito Água Boa e obteve as idades de 1.815 ± 10
Ma para a fácies topázio granito e de 1798 ± 10 Ma para a fácies rapakivi granito.
Posteriormente, Costi (2000), com análises Pb-Pb em zircão, obteve as idades de 1.818
± 2 para as fácies feldspato alcalino granito porfirítico hipersolvus e de 1.822 ± 2 Ma,
para a fácies biotita granito, ambas do Granito Madeira.
Na região da mina de Pitinga, três granitóides têm sido objeto de estudos
de detalhe, os granitos Madeira, Água Boa e Europa. Diversos autores (Horbe et al.,
1985, 1991; Daoud & Antonietto Jr., 1985; Daoud, 1988; Daoud & Antonieto Jr., 1988;
Daoud & Fuck, 1990; Teixeira et al., 1992; Lenharo, 1998; Costi, 2000) ressaltaram que
os depósitos estaníferos são relacionados aos granitos Madeira, com idades variando de
1.834 ± 6 Ma (Fuck et al., 1993) a 1.794 ± 19 Ma (Lenharo, 1998), e Granito Água Boa,
com idades de 1.798 ± 10 Ma para a fácies rapakivi e 1.815 ± 5 Ma para a fácies topázio
granito (Lenharo, 1998). Ambos são corpos intrusivos multifásicos e também possuem
mineralização em Nb e Ta. No entanto, a atual lavra da Mina de Pitinga é desenvolvido
sobre o Granito Madeira, que possui, além das mineralizações de Sn, Nb e Ta, criolita
(NaAlF
3
), Th, U e ETR (Teixeira et al. 1992; Costi et al. 1997). Esse granito apresenta
morfologia alongada, segundo direção SE-NW, abrangendo uma superfície de 60 Km
2
.
O Granito Europa, localizado na porção noroeste da área de Pitinga, também faz parte
desta geração de corpos intrusivos; é peralcalino e denominado petrograficamente de
anfibólio-alcalino granito hipersolvus, e possui a idade de 1.829 ± 1Ma, determinada em
análises Pb-Pb em zircão (Costi, 2000). O Granito Bom Futuro é alongado na direção
NW-SE, e o Granito Simão é um batólito de forma irregular, onde foram detectadas
33
esparsas ocorrências estaníferas pelas atividades prospectivas das Equipes de Geologia e
Pesquisa do Grupo Paranapanema.
Trabalhos de pesquisa nos demais corpos graníticos, atualmente incluídos
na Suíte Mapuera (Alto Pitinga, Bom Futuro, Simão e Rastro), encontram-se em
desenvolvimento. Portanto, devem ser consideradas futuras mudanças quanto à
caracterização petrogenética, além de possíveis alterações nos seus posicionamentos
estratigráficos.
3.1.4 Formação Urupí
Uma instabilidade crustal pós-Uatumã propiciou a formação de uma
bacia intracontinental isolada da extensa sedimentação, que antecedeu o magmatismo
Avanavero (Groeneweg & Bosma, 1969). Essa bacia foi preenchida por sedimentos
flúvio-eólicos da Formação Urupi (Veiga et al., 1979), que estão depositados sobre os
vulcanitos félsicos do Grupo Iricoumé, e intrudidos pelas rochas básicas da Formação
Quarenta Ilhas. Dessa forma, a Formação Urupi está relacionada a uma sedimentação
paleoproterozóica, com a idade máxima de 1.962 +42/-33 Ma, que corresponde à idade
do Grupo Iricoumé (Schobbenhaus et al., 1994) e mínima de 1.780 ± 3 Ma, idade do
Quarenta Ilhas (Santos et al., 2002, apud Santos submetido).
Na região de Pitinga, a Formação Urupí ocorre na porção leste da área e é
constituída por uma seqüência de sedimentos flúvio-eólicos, com rochas piroclásticas
intercaladas na porção de topo da seqüência. Nessa unidade, predominam quartzo-
arenitos, arcóseos e subordinadamente argilitos, além de siltitos. As rochas piroclásticas
são constituídas por tufos finos e ignimbritos, freqüentemente silicificados. Efeitos de
metamorfismo são observados localizadamente, sendo atribuídos à ação termal de
intrusões básicas gerando meta-arenitos e meta-argilitos.
34
Veiga Jr. et al. (1979), que definiram um ambiente deposicional
continental para a seqüência, sugeriram que o vulcanismo explosivo esteve relacionado
possivelmente com a reativação de antigos falhamentos, como uma resposta isostática à
deposição dos sedimentos.
Faria et al. (2000) apontam que o ambiente deposicional verificado em
algumas regiões é compatível com o de bacias continentais restritas. Essa configuração
caracteriza as bacias com poucas variações faciológicas laterais relacionadas com os
depósitos de maior extensão de sedimentação marinha, como ocorre na estrutura
denominada de Braquissinclinal de Pitinga (Prado, a ser submetido), cuja porção oeste
ocorre no extremo leste da área. A Braquissinclinal de Pitinga é uma estrutura de
geometria elíptica, que tem recebido diferentes interpretações. Mandetta et al. (1974) e
Veiga Jr. et al. (1979) descrevem a estrutura como uma feição tectônica originada pelo
dobramento da seqüência sedimentar da Formação Urupi, cuja geometria é ressaltada
pela ocorrência de sills de diabásio da Formação Quarenta Ilhas. Outras interpretações
(Montalvão et al., 1975 e Araújo et al., 1976) relacionam a origem da estrutura, com
processos relacionados ao colapso de caldeira vulcânica, e que as rochas básicas da
Formação Quarenta Ilhas são corpos discordantes, que intrudiram segundo as fraturas
geradas pelo colapso. Ferron et al. (2002) reconheceram uma mega-estrutura em forma
de arco e dimensões superiores a 120Km que, aparentemente, envolve a
"Braquissinclinal de Pitinga".
3.1.5 Formação Quarenta Ilhas
Essa unidade, juntamente com a Formação Seringa, foi separada por
Veiga Jr. et al., (1979) do gabro Suretama (Araújo et al., 1976), pois essas rochas
35
básicas têm afinidade química e idades distintas. As rochas agrupadas na Formação
Quarenta Ilhas ocorrem sob a forma de diques e sills ressaltando a estrutura anelar da
"Braquissinclinal de Pitinga". Excelentes exposições são encontradas a jusante da
hidrelétrica de Pitinga, na porção SE da área (FIG. 3). Essa formação é constituída por
basaltos, diabásios, gabros e seus diferenciados como monzo-gabros, monzo-dioritos,
quartzo-monzonitos e alasquitos, com afinidade dominantemente subalcalina e caráter
toleítico.
Veiga et al. (1979) correlacionam essas rochas com o magmatismo do
evento Avanavero denominado por Groeneweg & Bosma (1969) no Suriname, com
ampla distribuição no Escudo das Güianas e cujos dados geocronológicos forneceram
idades de 1.619 ± 27 Ma (Hebeda et al. 1973). Santos et al. (2002) obtiveram a idade de
1.780 ± 3 Ma pelo método U-Pb em badeleíta, e apresentam uma compilação de
determinações radiométricas K-Ar em plagioclásio e rocha total, com idades de 1.452 ±
71 Ma (Veiga Jr. et al., 1979) a 1.375 ± 37 Ma (Teixeira et al., 1976), as quais foram
interpretadas como resultado do excesso de
40
Ar, comumente observado em diques
máficos intrusivos em rochas cratônicas enriquecidas neste isótopo.
3.1.6 Formação Seringa
O último evento magmático da região se caracteriza por um magmatismo
básico alcalino alto potássico de idade Neoproterozóica. Veiga Jr. et al. (1979)
definiram essa unidade ao identificarem derrames basálticos dominantemente alcalinos
e diques de olivina diabásio. A Formação Seringa é constituída por basaltos, diabásios e
raros andesitos, e é correlacionável ao magmatismo Cachoeira Seca, definido por
Pessoa et al. (1977).
36
Os dados geocronológicos compilados por Santos et al. (2002) indicam
idades K-Ar em rocha total e feldspatos de 1.079 ±18 Ma (Araújo Neto & Moreira,
1976), 1.090 ± 13 Ma (Veiga Jr. et al., 1979) e 1.241 ± 15 Ma (Araújo et al., 1978),
posicionando a Formação Seringa no limite entre o Meso e o Neoproterozóico
(Tassinari & Teixeira, 1976; Araújo Neto & Moreira, 1976; Pessoa et al., 1977). Santos
et al. (2002) interpretam as rochas máficas, intrusivas em áreas cratônicas e com idades
de aproximadamente 1.200 Ma, como resultado de processos de rifteamento
intracratônico, ocasionado pela colisão relacionada a Cinturão Orogênico Sunsás, na
porção oeste do Cráton Amazônico. Segundo Dall’Agnol et al. (2003), o último evento
ígneo na região de Pitinga está vinculado ao magmatismo básico alcalino potássico da
Formação Seringa e relacionado aos processos distensivos de escala crustal.
3.1.7 Eventos Supergênicos Posteriores
Segundo Costi et al. (1984), as rochas das unidades descritas sofreram
alteração intempérica, gerando lateritas a partir do Terciário Inferior, provavelmente até
o Mioceno. Horbe & Costa (1999) descrevem a formação de horizontes bauxíticos na
Serra do Madeira, cujas idades máximas estão entre 65 e 70 Ma, o que é concordante
com as idades dos perfís lateríticos mais antigos da região amazônica. Segundo Costi et
al. (1984), a reativação do antigo sistema de fraturas e falhas, provavelmente após o
Mioceno, levou ao estabelecimento da rede de drenagem principal, com posterior
dissecação e peneplanização da antiga superfície de lateritização, o que gerou os
depósitos aluvionares mineralizados em cassiterita. A partir do Plio-Pleistoceno, com o
advento do clima tropical, os processos erosivos físicos foram menos expressivos,
ocorrendo uma nova fase de lateritização sobre as lateritas e aluviões mais antigos. No
37
Holoceno, com a implantação do atual clima tropical chuvoso, se estabeleceu grande
estágio de intemperismo químico, que levou à decomposição das lateritas pré-
existentes.
3.2 Geologia Local
O Granito Madeira é dividido nas fácies anfibólio-biotita sienogranito,
biotita-feldspato alcalino granito, feldspato alcalino granito hipersolvus e albita granito
(Costi, 2000). Esta última, que foi inicialmente definida por Horbe et al. (1985, 1991) e
Teixeira et al. (1992) como apogranito, é a fácies mais tardia e evoluída, e é composta
pelas subfácies de núcleo e de borda. A distribuição destas fácies e subfácies pode ser
observada na FIG. 4.
38
FIGURA 4 - Distribuição de fácies, subfácies e do depósito criolítico maciço
do Granito Madeira.
FONTE: Minuzzi et al. (2005)
39
Os modelos genéticos em discussão para o minério primário da serra do
Madeira são o metassomático, inicialmente definido por Horbe et al. (1985, 1991) e
Teixeira et al. (1992), que associaram a mineralização à formação de um apogranito e o
modelo magmático defendido por Lenharo (1998) e Costi (2000), que consideram o
albita granito uma rocha magmática, bem como as mineralizações associadas.
3.2.1 Anfibólio-biotita sienogranito
A fácies anfibólio-biotita sienogranito tem sido denominada, historicamente,
como granito rapakivi (Carvalho Filho et al., 1984; Horbe et al., 1985), é a fácies
precoce e de maior extensão em área. Minuzzi (2004) ressalta que, próximo às zonas de
contato, ocorrem enclaves arredondados de rochas vulcânicas que apresentam contatos
nítidos, sugerindo contrastes de viscosidade e, em alguns casos, também contatos
transicionais que indicam contemporaneidade magmática. Esta fácies é equigranular a
porfirítica, constituída essencialmente por feldspato potássico pertítico, quartzo e
plagioclásio; como minerais varietais contém biotita e hornblenda, e como acessórios,
zircão, fluorita e opacos (Costi, 2000). Geoquimicamente, é caracterizada como
metaluminosa e apresenta características texturais indicativas de cristalização em níveis
crustais rasos, tais como intercrescimentos micrográficos na matriz dos termos
porfiríticos e também intercrescimentos simplectíticos entre biotita e anfibólio (Costi,
2000).
3.2.2 Biotita-feldspato alcalino granito
A fácies biotita-feldspato alcalino granito é intrusiva na fácies anfibólio-
biotita sienogranito, como mostram as relações de campo e a presença de enclaves de
40
dimensões centimétricas a métricas. Texturalmente, é equigranular, localizadamente
porfirítica, constituída por feldspato potássico pertítico e quartzo, com plagioclásio em
proporções reduzidas a nula. O único mineral varietal é a biotita e os acessórios são
fluorita, zircão, topázio e minerais opacos. Geoquimicamente, é classificada como
metaluminosa a peraluminosa. Os contatos com a fácies albita-granito são reativos
formando greisens de contato nas bordas norte, noroeste, sul e sudoeste.
3.2.3 Feldspato alcalino granito hipersolvus
A fácies feldspato alcalino granito hipersolvus tem textura porfirítica,
com grãos de máficos e matriz com granulação fina a média. Esta fácies tem aspecto
maciço, colorações rosa-avermelhada e cinza claro a cinza rosado. A mineralogia desta
fácies é: feldspato potássico, por vêzes pertítico, quartzo e albita tardia. A biotita é o
mineral varietal e as fases acessórias são a fluorita, o zircão e minerais opacos. Os
contatos com o albita granito são transicionais e interdigitados (Costi, 2000). Os
processos metassomáticos de albitização e epi-sienitização são freqüentes.
3.2.4 Albita granito
Segundo Minuzzi (1993), o albita granito é a fácies mais tardia. Em
superfície, apresenta forma ovalada, com eixo maior na direção norte-sul, com extensão
de 1,8 km, e eixo menor leste-oeste medindo aproximadamente 1,5 km (FIG. 4). Nas
relações com as encaixantes, esta fácies tem ângulos de contato que variam de 25º a 30º
na borda sul; na borda norte, o ângulo médio é em torno de 38º; na borda oeste, de 45º;
na borda leste, este ângulo ainda não está bem definido. As zonas de contato são
marcadas por feições pegmatóides e greisenização, em que a presença de SnO
2
, ZrO
2
,
41
Nb
2
O
5
e Ta
2
O
5
são erráticas, com altas e com baixas concentrações, sendo muitas vezes
estéreis.
A fácies albita granito é subdividida nas subfácies albita granito de
núcleo e albita granito de borda (Horbe et al., 1985 e Teixeira et al., 1992). As relações
de contato entre ambas são marcadas por alterações tardias, caracterizando uma zona
transicional, denominada albita granito transicional (Costi, 2000).
3.2.4.1 Albita granito de núcleo
O albita granito de núcleo tem coloração acinzentada e é constituído
essencialmente por quartzo, albita e feldspato potássico. Os minerais varietais são
criolita, duas variedades de mica escura (tetraferrífera e polilitionita) e riebeckita; os
acessórios são zircão, cassiterita, variedades de pirocloro, columbita e torita.
Texturalmente, é porfirítico ou seriado, com granulação fina a média (Minuzzi et al.,
2005).
3.2.4.2 Albita granito de borda
O albita granito de borda tem coloração marrom escura a avermelhada, é
composto por quartzo, albita e feldspato potássico como minerais essenciais; fluorita,
cassiterita, hematita, torita e columbita, como minerais acessórios e zircão em
quantidades anômalas. Texturalmente, é similar ao albita granito de núcleo,
diferenciando-se deste pela oxidação e forte alteração (Minuzzi et al., 2005).
42
3.3 Mineralizações
O albita granito é mineralizado em Sn (cassiterita), Nb e Ta (pirocloro e
columbita) e contém valores significativos de Y, entretanto, cada subfácies contém,
ainda, outras mineralizações. A subfácies albita granito de borda é mineralizada em
fluorita (subeconômica) e também em pirocloro-columbita (Costi, 2000). A subfácies
albita granito de núcleo contém, como minérios disseminados, criolita (Na
3
AlF
6
),
pirocloro e columbita (em menor quantidade), além de um depósito criolítico maciço na
porção central, que é dividido nas zonas criolíticas A e B (ver FIG. 4).
A principal fase portadora de flúor na subfácies albita granito de núcleo é
a criolita, podendo ocorrer também fluoretos de alteração deste mineral (chiolita,
pachnolita, thonsenolita). No Granito Madeira, ocorrem a waimirita (fluoreto de ETRP)
e a atroarita (fluoreto de alumínio), minerais novos ainda em estudo (Minuzzi et al.,
2003). As demais subfácies não contêm criolita, e o principal fluoreto é a fluorita.
Segundo Minuzzi (2004), até o momento não se tem nenhum modelo
com esse tipo de associação metalogenética no mundo (Sn–Nb–Zr–ETR e F), em rocha
com afinidade peralcalina e peraluminosa (Costi, 2000).
3.4 Geologia do Depósito Criolítico Maciço
O depósito criolítico maciço ocorre desde cerca de 80 m acima do nível
médio do mar até 165 m abaixo deste (Minuzzi et al., 2005). Segundo esses autores, as
zonas A e B são formadas internamente por lentes e/ou bolsões pegmatóides
subhorizontais, com extensão lateral de até 300m e espessura de até 30m. A zona A
distribui-se entre cotas 80m e –40m. A zona B ocorre entre as cotas –10 e –165
(Minuzzi et al., 2005). Observa-se que as fases minerais em estudo encontram-se na
43
base da zona criolítica B. O topo desta zona é mais regular que a base, devido à “zona
de transição”, definida como a porção entre as duas zonas criolíticas, que é constituída
pela fácies feldspato alcalino granito hipersolvus (Costi, 2000). Segundo Minuzzi et al.
(2005), está fácies contém feições de albitização e epi-sienitização, estando interdigitada
com a fácies albita granito de núcleo. Essa associação de rocha também ocorre na base
do depósito. De acordo com estes autores, a diferença entre a fácies feldspato alcalino
granito hipersolvus albitizada, localizada entre as zonas criolíticas e a da porção basal
do depósito é:
1- A fácies feldspato alcalino granito hipersolvus albitizada da parte
intermediária, entre as zonas criolíticas A e B, contém criolita disseminada e seus
contatos são, em muitos locais transicionais;
2- Essa mesma fácies, localizada abaixo do depósito, tem evidências de
greisenização nos contatos, que se distribuem geometricamente como uma auréola.
Segundo os autores, essa diferença provavelmente é devida à intensidade
de interação dos fluidos do albita granito, que é maior na porção intermediária do que na
basal. No entanto, essa borda abaixo do depósito é considerada um controle prospectivo,
pois, a partir dela, não foi detectada a presença de criolita, bem como de zircão
(malacon) e o pirocloro e a cassiterita são esparsos a ausentes (Minuzzi, 1991).
Segundo Costi (2000), na base do depósito criolítico ocorre um "litotipo
vulcânico", relacionado com o feldspato alcalino granito hipersolvus e, em alguns casos,
com a subfácies albita granito de núcleo, cuja composição é quartzo traquítica ou
dacítica, que foi interpretado como pertencendo ao Grupo Iricoumé. Essas rochas
vulcânicas provavelmente constituem xenólitos oriundos da encaixante vulcânica do
Granito Madeira.
44
O depósito criolítico como um todo é bordejado por uma auréola
constituída por feldspato alcalino mesopertítico, associado com quartzo leitoso e
hialino, com concentrações maciças de micas escuras em menores proporções e, em
porções localizadas, criolita e galena (Minuzzi et al., 2005).
No Granito Madeira, ocorrem diferentes tipos de criolita, que podem ser
identificados pelas cores caramelo a caramelo nucleada, branca a branca translúcida e
preta. A criolita branca tem ocorrência restrita à base da “zona B”. Em alguns casos, os
bolsões de criolita branca apresentam zonação na coloração, sendo caramelo nas bordas
e transigindo para branco translúcido no núcleo. Observa-se, em alguns casos, a
presença de fluorita associada a estes bolsões, preferencialmente ao longo de zonas
fraturadas, próximo ao contato greisenizado, indicando uma interação de fluidos do
albita granito de núcleo com a encaixante albitizada.
3.5 Geoquímica do Granito Madeira
Minuzzi et al. (2005) discutem dados de geoquímica da fácies albita
granito, comparando-os com os de outros granitos semelhantes, a fim de compreender a
evolução magmática e pós-magmática. De acordo com Pollard (1989 apud Minuzzi et
al., 2005), as características texturais de muitos granitos contendo metais raros, bem
como suas distribuições espaciais, são consistentes com a cristalização na presença de
fase fluida aquosa com concentração de voláteis na porção superior da câmara
magmática. Assim, segundo esses autores, as altas concentrações de Nb (Ta), Sn, F, Zr,
que fazem parte da fácies albita granito são devidas, respectivamente, ao pirocloro-
columbita, cassiterita, criolita e zircão. A forte influência do flúor nas propriedades dos
magmas graníticos promove o rebaixamento da temperatura líquidus e da solidus,
causando a reorganização da estrutura do fundido, bem como a despolimerização e a
45
redução da viscosidade (Dingwell, 1988; Johannees & Holz, 1996; Dingwell et al.,
1998 apud Minuzzi et al., 2005). Neste trabalho, é descrito que há decréscimo no teor
de Pb e acréscimo no de U da subfácies albita granito de núcleo em direção à subfácies
albita granito de borda; o que é decorrente da columbitização do pirocloro. Além disso,
o incremento do índice agpaítico (Na
2
O+K
2
O)/Al
2
O
3
) indica um aumento da
alcalinidade da borda para o núcleo do albita granito, o que também é evidenciado pela
presença de anfibólio sódico (riebekita) e criolita na subfácies albita granito de núcleo
(Minuzzi et al., 2005).
Segundo Costi (2000), a subfácies albita granito de borda não tem um
significativo enriquecimento de ETRP (ver anexo 1) por ser produto de
autometassomatismo da subfácies albita granito de núcleo, portanto mais tardia e
evoluída. De acordo com Minuzzi et al. (2004), essa menor concentração de ETRP na
subfácies albita granito de borda, provavelmente esteja relacionada à desestabilização
dos minerais portadores desses elementos, que teriam migrado para as zonas de contato
de cúpula granítica, contribuindo para a formação dos greisens. Segundo esses autores,
em função da evolução do processo de columbitização, os pirocloros do albita granito
perderam Y, ETR e posteriormente U, o que é comprovado pela ausência ou baixa
concentração destes elementos na columbita. No entanto, o enriquecimento em ETRP
associado à anomalia negativa de Eu, na fácies albita granito de núcleo, é
freqüentemente atribuído à interação de fluidos ricos em flúor (F) durante a cristalização
de magmas graníticos com metais raros e com zonas albitizadas. Assim, quanto mais
evoluída metassomaticamente a fácies, mais acentuadas são essas características
(Dardenne, 1989).
46
As análises dos ETR nas diferentes fácies e em minerais do Granito
Madeira, bem como nas subfácies do albita granito serão melhor estudadas em trabalhos
futuros.
A gagarinita (mineral em estudo), por se tratar de um fluoreto de ETRP e
Y, provavelmente encontra-se, sobretudo, na fácies albita granito de núcleo. Entretanto,
por todo Granito Madeira existem anomalias de ítrio, que, segundo Lenharo (1998), está
concentrado nos minerais: Y-kaionosita torianita, alanita, parisita, cerita, melanocerita,
rutilo, monazita, bastnaesita e cerianita. Ainda, foi constada a existência de xenotima
(YPO
4
), e waimirita (fluoreto de ETRP), além de outros minerais que contêm Y, como o
pirocloro, a columbita, a fluorita, o zircão, a torita e a titanita. Observa-se a
possibilidade de existirem minerais portadores de Y e F, como a tritomita, okanoganita,
britholita, kuliokita ou outros, existentes em granitos pegmatíticos de outras localidades.
47
4 Metodologia e técnicas analíticas
4.1 Trabalho de Campo e Coleta de Amostras
A coleta de dados foi iniciada a partir da disponibilização dos furos de
sondagem e análises químicas dos testemunhos pela Mineração Taboca. Essas análises
químicas estão armazenadas em um banco de dados elaborado com o aplicativo
GEMOCOM. Os ETR não foram incluidos na rotina de análise, mas dispõe-se de dados
de Y
2
O
3
, além de outros constituintes como Nb
2
O
5
, Rb
2
O, Ta
2
O
5
, ThO
2
, U
3
O
8
, ZrO
2
e
Sn. Sabe-se que o Y tende a comportar-se como uma ETRP, assim, esse foi o farejador
usado para selecionar os furos de sonda para descrição e amostragem. Utilizou-se o teor
acima de 0,1% de Y
2
O
3
como critério para armazenar os dados em tabela (ANEXO A).
Após a seleção dos intervalos dos furos de sonda foi definida a ordem em que os furos
seriam descritos e amostrados, priorizando-se os intervalos com os maiores teores.
A empresa forneceu um mapa com a localização dos furos, utilizado
durante a coleta de amostras, para que esta tivesse uma distribuição homogênea pelo
corpo granítico. Na coleta de amostras, a principal meta foi localizar as ocorrências de
gagarinita no Granito Madeira (mineral de cor rosa acastanhado).
4.2 Laboratório e Técnicas Analíticas
4.2.1 Lupa Binocular e Difração de Raios X (DRX)
As amostras foram analisadas em lupa binocular, selecionando-se para
confecção de lâminas petrográficas as que provavelmente continham este mineral.
Uma porção deste mineral foi separada também para análise por difração
de raios X, em difratômetro marca Siemens, modelo D-5000, no intervalo entre 2 a
48
82
0
2θ, com passo de 0,02
0
2θ no tempo de 1s, utilizando radiação Co-Kα e filtro de
níquel.
FIGURA 5: Difratogramas de raios X da gagarinita do Granito Madeira.
49
Para calcular os parâmetros cristalográficos da gagarinita no Granito
Madeira, utilizou- se os resultados da difração de raios X no programa "Least-
squares Refinement of Crystallographic Lattice Parameters" (LCLSQ 8.5,
Burnham, 1993).
4.2.2 Microscópio Óptico e Scion Image Beta 4,20
Após a identificação das lâminas que contêm gagarinita (FC-8, 16, 20 e
21), a associação mineral foi definida, observando as texturas e relações de contato, a
fim de definir a ordem de cristalização e as paragêneses (ANEXO B). Devido à
limitação de dados, de apenas quatro lâminas petrográficas, a ordem de cristalização não
pode ser estabelecida, mas foram identificadas duas paragêneses minerais, que podem
ser genericamente definidas como a “da gagarinita” e a “da criolita”.
A gagarinita tem uma textura com quantidades variadas do “polimorfo de
fluocerita” de um grão para outro. Assim, a média da proporção modal da fase
exsolvida, relativamente à gagarinita, foi calculada por tratamento de imagens,
utilizando o Programa Scion Image Beta 4,20. Com o resultado, pôde se ver que são
necessários mais estudos específicos desses dois minerais, pois eles aparentemente
possuem a mesma estrutura cristalina, visto que não há picos no difratograma de raios X
que não sejam de gagarinita.
4.2.3 Microscópio Eletrônico de Varredura (MEV)
Para confirmar que entre as duas fases minerais em estudo não havia
nenhuma transição e que o contato com a fase hospedeira é abrupto foram feitas análises
por imagens de elétrons retroespalhados, mapa de distribuição de elementos e análises
50
qualitativas por EDS. Para isso se fez necessário a utilização do microscópio eletrônico
de varredura (MEV), marca Phillips, modelo XL30, utilizando energia de 20kv e tempo
de contagem de 200s por análise na Universidade Federal de Santa Catarina.
4.2.4 Microssonda Eletrônica (MSE)
As composições químicas da gagarinita e da fase exsolvida (ANEXO C)
foram analisadas por microssonda eletrônica no Instituto de Geociências da
Universidade de Brasília (UnB). Para quantificação de Ca, Na, Al, Si e F, foi utilizada
microssonda eletrônica (MSE) Cameca, modelo SX-50, com energia de 15kv, corrente
de 25nA e tempo de contagem de 10s. Para os ETR e o Y, as condições de análise
foram de 20kv, 40nA e 20s. Para corrigir os erros causados por interferências nas
posições de picos e backgrounds dos ETR, foram usados fatores de correções propostos
por Åmli e Griffin (1975).
4.2.5 Fluorescência de Raios X (FRX)
A gagarinita é um mineral muito difícil de analisar por microssonda
eletrônica pois é composta por dois elementos químicos muito voláteis, de muito baixa
densidade, o Na e o F. Assim, na análise, sempre ocorre perda e erro na leitura. A fim
de confirmar os teores desses elementos na gagarinita, foram realizadas análises
complementares por fluorescência de raios X (FRX). Para isso, foi necessário separar a
gagarinita da sua paragênese. A densidade média da gagarinita é 4,40 e a da criolita é
2,9 (www.webmineral.com). Para a separação, foi utilizado o líquido denso diodo metil
(densidade 3,3). As micas e os minerais opacos associados foram separados por catação
com o auxílio de lupa binocular. As análises por FRX foram realizadas no Centro de
51
Pesquisas em Petrologia e Geoquímica da UFRGS, com pastilha prensada, em
Espectrômetro de Fluorescência de Raios X marca Rigaku, modelo RIX 2000, com tubo
de Ródio. A energia e corrente utilizadas foram de 50kv e 40mA, respectivamente.
52
5 A GAGARINITA-(Y) DO GRANITO MADEIRA (PITINGA, AMAZONAS):
EXSOLUÇÃO DE ETRL A PARTIR DE FLUORETO METAESTÁVEL E A
FORMAÇÃO DE UM POSSÍVEL NOVO MINERAL SEMELHANTE A
FLUOCERITA
Amanda Cristina Pires, Artur Cezar Bastos Neto, Vitor Paulo Pereira, Nilson
Francisquini Botelho, Orlando Renato Rigon Minuzzi
Resumo
O trabalho descreve a gagarinita-(Y) das porções mineralizadas em criolita
localizados na base do Depósito Criolítico Maciço associado à fácies albita granito do
Granito Madeira (1.8Ma), na jazida de Pitinga. Os cristais são anédricos, com até 7mm,
intersticiais ou inclusos na criolita. A composição (Na
0,24
Ca
0,58
Y
1,01
ETR
0,39
F
5,81
) é
caracterizada por enriquecimento em ETRP. Ocorrem texturas de exsolução (pela
primeira vez descritas em fluoretos) com padrões desde irregulares e sem orientação, até
strings e stringlets. A composição da fase exsolvida (Ce
0,53-0,66
La
0,09-0,26
Nd
0,08-0,26
Sm
0,01-0,04
Eu
0,01
Y
0-0,03
F
3,3-4,14
) é similar à da fluocerita, cujos picos, entretanto, não
aparecem nos difratogramas. Seu padrão de ETR mostra um fracionamento, com
empobrecimento contínuo de ETRP. A gagarinita inicial (Na
0,19
Ca
0,48
Y
0,83
ETR
0,69
F
6,27
),
reconstituída na proporção modal das fases hospedeira e exsolvida, tem conteúdo em
ETRL muito acima do encontrado em gagarinitas naturais. Antes da exsolução, o
sistema mineral comportava-se como uma solução sólida ( + 2ETR
3+
⇔ Na
+
+ Ca
2+
+
Y
3+
), originando uma gagarinita metaestável excepcionalmente rica em ETRL (cátions
maiores) cuja presença é compensada por vacâncias no sítio VI. Com o resfriamento,
exsolveram-se apenas os ETR com raios iônicos maiores que o do Sm. A gagarinita
hospedeira manteve os conteúdos de Y, ETRP e Na, estabilizando-se uma estrutura com
menos vacâncias e melhor balanço de cargas. A fase exsolvida, com uma razão
53
cátions/flúor= 1/3, dificilmente poderia ter estrutura semelhante à da gagarinita. Serão
necessários estudos subseqüentes para definição de sua natureza e relação com a
fluocerita.
Palavras chaves: exsolução, gagarinita, Pitinga
Abstract
THE (Y)-GAGARINITE OF MADEIRA GRANITE (PITINGA, AMAZONAS):
EXSOLUTION OF LREE FROM METAESTABLE FL
UORIDE AND THE
FORMATION OF A POSSIBLE NEW MINERAL SIMILAR TO FLUOCERITE
This research describes the (Y)-gagarinite of the criolitic mineralized portions
at the bottom of the Massive Criolitic Deposit, associated to the albite granite facies of
the Madeira Granite (1.8Ma) at the Pitinga deposit. The gagarinite shows anhedral
crystals, up to 7mm, which are either interstitial or included in the criolite. Its
composition (Na
0,24
Ca
0,58
Y
1,01
REE
0,39
F
5,81
) is characterized by enrichment in HREE.
There occur exsolution textures (which were described for the first time in fluorides)
with several patterns, varying from irregular without orientation to strings and stringlets.
The composition of the exsolved phase (Ce
0,53-0,66
La
0,09-0,26
Nd
0,08-0,26
Sm
0,01-0,04
Eu
0,01
Y
0-
0,03
F
3,3-4,14
) is similar to the composition of the fluocerite, which peaks, however, don’t
appear in the XR spectrum. Its REE pattern shows fractionation with continuous HREE
depletation. The initial gagarinite (Na
0,19
Ca
0,48
Y
0,83
REE
0,69
F
6,27
), established according
to modal proportions of host and exsolved phases, has LREE content much higher than
that found in natural gagarinites. Before the exsolution, the mineral system used to
behave as a solid solution ( + 2ETR
3+
⇔ Na
+
+ Ca
2+
+ Y
3+
), forming a meta-stable
gagarinite with LREE (bigger cations) content exceptionally high, which presence was
compensated by vacancies in the VI sites. With the temperature drop, only the REE
54
larger than Sm were exsolved. The host gagarinite, with a cation/fluorine ratio=1/3,
would be unlike to have a structure similar to that of the gagarinite. Further
investigation will be necessary to define its nature and its relationship with the
fluocerite.
Keywords: exsolution, gagarinite, Pitinga
INTRODUÇÃO
A mina de Pitinga, explorada pela Mineração Taboca S.A., é a maior
produtora de Sn do Brasil. O minério aluvionar, descoberto em 1978 (in Veiga Jr. et al,
1979), encontra-se em vias de exaustão. Em 1983, foi descoberto o minério primário,
associado à fácies albita granito do Granito Madeira. Trata-se de um depósito de Sn de
classe mundial, que contém importantes reservas de Nb, Ta e criolita que serão
explorados como co-produtos e de Zr, ETR, Y, Li e U que deverão ser aproveitados
como sub-produtos. A mineralização de criolita de Pitinga é o segundo caso mundial de
depósito passível de exploração econômica. A mina de criolita de Ivigtut (Groelândia)
foi desativada nos anos 80 após quase 1 século em produção. Como Ivigtut, o depósito
de Pitinga contém uma paragênese muito original, com minerais raros, minerais novos
recentemente descobertos, e alguns minerais mais comuns, mas que aí ocorrem com
distribuição, composição e ordem de cristalização inusitadas.
Nos últimos dois anos, foi desenvolvido o projeto FINEP-CTMINERAL
"Caracterização de depósitos minerais em distritos mineiros da Amazônia", coordenado
pelo Departamento Nacional da Produção Mineral e pela Agência para o
Desenvolvimento Tecnológico da Indústria Mineral do Brasil, no qual o estudo da
mineralização de criolita de Pitinga coube à Universidade Federal do Rio Grande do Sul
em associação com a empresa mineradora. Durante o estudo, procurou-se investigar,
55
também, a mineralização de Y e ETR e fornecer subsídios para sua exploração como
subproduto.
As investigações revelaram a presença de gagarinita-(Y) nos bolsões de
criolita da base do Deposito Criolítico Maciço. Trata-se de um mineral que, além de
raro, apresenta, no caso de Pitinga, texturas de exsolução que, ao nosso conhecimento,
nunca foram descritas em fluoretos. O presente trabalho enfoca aspectos mineralógicos
desta ocorrência de gagarinita-(Y). Conclui-se que sua formação ocorreu a partir de uma
gagarinita-(Y) inicial metaestável devido a um conteúdo excepcionalmente alto de ETR,
mais particularmente ETRL. A desestabilização de sua estrutura promoveu a exsolução
praticamente total dos ETRL, formando uma gagarinita-(Y) que, mesmo assim, se
encontra entre as gagarinitas mais ricas em ETR, e uma fase exsolvida rica em ETRL,
de composição similar à fluocerita, com uma estrutura que ainda não pode ser definida,
mas que se trata, possivelmente de um novo mineral.
TRABALHOS ANTERIORES
Geologia Regional
As rochas mais antigas da área de Pitinga são gnaisses e granitóides de
anatexia do Complexo Güianense (Issler et al., 1974) que possui as idades próximas a
2,0Ga (Dall’Agnol et al., 1976). A unidade seguinte, a Suíte Água Branca, é composta
por granitóides calco-alcalinos metaluminosos a peraluminosos, com idades de 1960
±20 Ma e 1938 ±37 Ma (Almeida et al., 1997). Estas rochas foram sucedidas pelo
Grupo Iricoumé, constituído por rochas vulcânicas efusivas, piroclásticas e hipabissais,
intermediárias e ácidas de idade 1888 ± 3 Ma (Costi et al., 2000). O Grupo Iricoumé é
cortado por cerca de uma dezena de corpos graníticos da Suíte Intrusiva Mapuera, entre
estes os Granitos Madeira (idade
207
Pb/
206
Pb em zircão de 1812+ 2Ma, cf. Costi, 2000) e
56
Água Boa, portadores do minério primário em Pitinga. Seguem-se na coluna
estratigráfica, a Formação Urupí (rochas sedimentares flúvio-eólicas e piroclásticas), a
Formação Quarenta Ilhas (gabros, diabásios e diferenciados ácidos toleíticos de idade
1780 ± 3 Ma, cf. Santos et al., 2002) e a Formação Seringa (derrames básicos alcalino-
potássicos, diabásios e raros andesitos, com idades K-Ar 1079 ±18Ma, cf. Araújo Neto
& Moreira, 1977).
Geologia Local
O Granito Madeira (Figura 1) é dividido em quatro fácies (Costi, 2000): (1) a
fácies anfibólio-biotita sienogranito, a mais precoce, é metaluminosa, equigranular a
porfirítica, constituída por feldspato pertítico, quartzo, plagioclásio, biotita e
hornblenda, e os acessórios zircão, fluorita e opacos; (2) a fácies biotita-feldspato-
alcalino granito é metaluminosa a peraluminosa, equigranular, localizadamente
porfirítica, composta por feldspato pertítico e quartzo, com plagioclásio em proporções
reduzidas a nulas, a única fase varietal é a biotita e os minerais acessórios são fluorita,
zircão, opacos e topázio; (3) a fácies feldspato alcalino granito hipersolvus é composta
por feldspato potássico, por vezes pertítico, quartzo e albita tardia, sendo a biotita o
mineral varietal e os acessórios fluorita, zircão e opacos; (4) a fácies tardia, o albita
granito, foi subdividida por Horbe et al. (1985) e Teixeira et al. (1992) nas subfácies
albita granito de núcleo (AGN) e albita granito de borda (AGB).
57
Figura 1: Mapa e perfil geológicos do Granito Madeira
58
O AGN tem coloração acinzentada, é constituído essencialmente por quartzo,
albita e feldspato potássico, os minerais varietais são criolita, duas variedades de micas
escuras (tetraferrífera e polilitionita) e riebeckita e os acessórios são zircão, cassiterita,
variedades de pirocloro, columbita e torita (Costi, 2000). Texturalmente, é porfirítico ou
seriado com granulação fina a média (Minuzzi et al., 2005a). O AGB tem coloração
marrom escura a avermelhada, é composto por quartzo, albita, feldspato potássico como
minerais essenciais, contem fluorita, cassiterita, hematita, torita e columbita e zircão
como minerais acessórios. Texturalmente, é similar ao AGN de núcleo, diferenciando-
se deste pela oxidação e forte alteração (Costi, 2000). O albita granito foi interpretado
por Horbe et al. (1985, 1991) como apogranito. Costi (op. cit.) defende uma origem
magmática.
No Granito Madeira, ocorre um depósito de Sn de classe mundial com co-
produtos (Nb, Ta e criolita) e potenciais subprodutos (Zr, Y, ETR, Li e U). O minério de
Sn ocorre no AGN e no AGB. No AGN, ocorrem um depósito criolítico maciço,
minério disseminado de criolita e minério disseminado de Nb/Ta (pirocloro). No AGB,
a mineralização de F é representada por fluorita e o minério de Nb/Ta é a columbita
(Costi, 2000).
Em 1999, uma sondagem rotativa efetuada pela Divisão de Pesquisa do Grupo
Paranapanema detectou a presença do depósito criolítico maciço (DCM).
Posteriormente, cerca de 50 furos permitiram a sua caracterização (Figura 1). Ele é
constituído por um conjunto de bolsões subhorizontais de criolita, que ocorrem desde a
cota +78m até a cota -163m, acumulado-se em duas zonas principais denominadas
Zonas Criolíticas A (entre as cotas +78m e -36m) e B (entre as cotas –10m e –163m).
Cada zona criolítica é constituída, portanto, por intercalações de bolsões pegmatíticos e
de rocha encaixante. No topo da Zona Criolítica A, as partes centrais dos bolsões são
59
horizontais a sub-horizontais, mas, afastando-se da zona central, os bolsões têm
mergulhos de 10º a 20º para os 4 quadrantes, configurando uma forma geral abaulada,
com a concavidade voltada para baixo. Nas demais porções do DCM, os bolsões são
subhorizontais. Eles têm extensão de até 300m e espessura desde centimétrica até 30m.
O DCM é bordejado por uma auréola pegmatóide (Costi, 2000) no seu topo e
nas laterais, onde localizadamente interdigita-se com os bolsões criolíticos. Ela é
constituída por lentes irregulares a amendoadas de feldspato alcalino mesopertítico
associado a quartzo leitoso e hialino e, em menor proporção, por concentrações maciças
de micas escuras, bem como criolita e galena, sendo estas últimas de ocorrência mais
localizada. O contato entre os bolsões criolíticos e a rocha encaixante pode ser brusco
ou marcado por uma auréola constituída por micas claras e zircão ou por uma maior
concentração de micas escuras, criolita e zircão disseminados na encaixante.
Segundo Minuzzi (2004), os bolsões são essencialmente constituídos por
criolita caramelo, nucleada (bordo caramelo e núcleo esbranquiçado) ou branca
translúcida. Os grãos são bem desenvolvidos, com até 15mm de diâmetro, geralmente
maclados. O maclamento mais comum é plano paralelo, mas outros padrões ocorrem em
menores proporções, mais particularmente o de maclas em forma de xadrez em diagonal
que são mais frequentes na criolita mais fina (<0,4mm). Em fraturas afetando a criolita,
podem ocorrer zonas de alteração associada, com minerais tentativamente identificados
como thonsenolita e prosopita, além de minerais micáceos muito finos (mica branca?).
Grãos maiores de criolita, em contato com grãos menores, podem apresentar fraturas
paralelas ao limite do grão, indicando, possivelmente, uma expansão da rede cristalina
da criolita ou rotação de grão por efeito deformacional. Os demais minerais presentes
nos bolsões constituem, em conjunto, em torno de 13% (por vol.). Os silicatos (micas,
quartzo, zircão, feldspato) distribuem-se por toda a extensão vertical do DCM. A
60
gagarinita ocorre apenas desde a porção mediana da Zona Criolítica B até base do
DCM, onde é mais abundante.
Gagarinita e Fluocerita
A gagarinita-(Y) é um mineral raro. Seu nome homenageia o astronauta russo
Yuri Gagarin. A primeira ocorrência, nos Maciços Verkhnee Espe e Vent (Kazakistão),
em granitos albitizados, associada a veios de quartzo-microclina, foi descrita por
Stepanov e Severov (1961). Apenas 4 outras ocorrências constam no Mineralogy
Database: Shar Tolgoi (Mongólia), Gjerdingselva (Noruega), Depósito de Nb-Ta
Katungino (Rússia) e Washington Pass (USA). A bibliografia sobre a gagarinita-(Y)
além de pouco numerosa, encontra-se principalmente em russo.
Segundo Hughes e Drexler (1994), a fórmula geral seria Na
x
(Ca
x
ETR
2-x
)F
6
.
Nas descrições disponíveis, constata-se que os conteúdos de Na, Ca podem ser muito
variados, mas estes elementos estão sempre presentes, e que os ETR ocorrem, na
realidade, em substituição ao Y. Em todos os casos, esta substituição é apenas parcial,
de modo que o conteúdo de Y é sempre superior ao de ETR. Em apenas um caso
(Voronkov et al., 1962, apud Mincrist), não ocorrem ETR. Os cátions na gagarinita-(Y)
estão distribuídos em dois sítios cristalográficos, um com
VI
Na e outro com
IX
(Ca, Y e
ETR), podendo haver também a presença de
IX
Na (Mineralogy Database). O mineral
pertence ao sistema hexagonal, grupo espacial P6
3
/m (Mandarino & Black, 2004). Em
um caso (Voronkov et al., op. cit.), é descrita como pertencente ao sistema trigonal,
grupo espacial P3(-). Macroscopicamente, é transparente e pode ocorrer nas cores
amarela, branca, creme, marrom claro ou rosa. O brilho é vítreo, o hábito é maciço.
Apresenta fraturas irregulares e clivagem incipiente {0001}. Tem densidade 4,21 e
dureza 4,5 (Stepanov e Severov, 1961).
61
A primeira amostra de gagarinita de Pitinga foi coletada por O. Minuzzi.
Resultados de estudos preliminares nesta amostra constam em Bastos Neto et al. (2004)
que relatam a existência de inclusões de fluocerita (aqui reinterpretadas como
exsoluções de um provável polimorfo de fluocerita) na gagarinita.
A fluocerita (Palache et al., 1951; Heinrich e Gross, 1960 Styles e Young,
1983, Clark, 1984, Teixeira, 2002, Mandarino e Black, 2004) é descrita pela fórmula
(Ce, La)F
3
pertence ao sistema hexagonal, grupo espacial P6
3
/mcm. Na fluocerita, os
cátions estão em um único sítio que normalmente é ocupado por cátions com valência
+3. O mineral é descrito com hábitos prismático ou tabular, e também maciço ou
granular; tem brilho vítreo a resinoso e cor amarela, que com a alteração se torna
castanho avermelhada, a diafaneidade é transparente a translúcida. A fluocerita tem
dureza entre 4 e 5, densidade 6,14, fratura conchoidal, clivagem {0001} distinta e
{1120} indistinta, é uniaxial(-) e apresenta macla polissintética, que faz ângulo de 45
º
com a clivagem {0001}.
METODOLOGIA
As descrições de testemunhos e respectivas análises químicas do Granito
Madeira disponibilizadas pela Mineração Taboca permitiram a seleção de intervalos
potenciais para as descrições e amostragens para este trabalho. A principal meta foi
localizar as ocorrências da gagarinita. Para isso, foram selecionados intervalos de furos
de sondagem com teores de Y maiores que 0,1%, na tentativa de rastrear os ETR, dada
a afinidade geoquímica entre esses elementos. Todos os intervalos onde a gagarinita foi
tentativamente identificada macroscopicamente foram amostrados. Alguns intervalos
sem indicação de ocorrência deste mineral também foram amostrados para identificação
de possíveis outros minerais portadores de Y responsáveis pelas anomalias neste
62
elemento. As amostras coletadas foram analisadas em lupa binocular e 10 delas foram
selecionadas para confecção de lâminas petrográficas.
As lâminas com gagarinita foram descritas ao microscópio óptico, tendo sido
determinadas sua paragênese e associação, assim como a ordem de cristalização dos
minerais. Também foram determinadas as proporções modais do "polimorfo de
fluocerita" relativamente à gagarinita em diferentes grãos por tratamento de imagens,
utilizando o Programa Scion Image Beta 4,20.
As análises por difração de raios x foram realizadas em um difratômetro marca
Siemens, modelo D-5000, no intervalo entre 2 a 82
0
2θ, com passo de 0,02
0
2θ no tempo
de 1s, utilizando radiação Co-Kα e filtro de níquel. Os resultados obtidos possibilitaram
a determinação dos parâmetros cristalográficos da gagarinita, utilizando para isso o
programa "Least-squares Refinement of Crystallographic Lattice Parameters" (LCLSQ
8.5, Burnham, 1993).
Imagens de elétrons retroespalhados, mapa de distribuição de elementos e
análises qualitativas de EDS foram obtidas por microscopia eletrônica de varredura
(MEV) em um microscópio de marca Phillips e modelo XL30, utilizando a energia de
20kv e tempo de contagem de 200s por análise.
Para a quantificação de Ca, Na, Al, Si e F na gagarinita e no "polimorfo de
fluocerita" foi utilizada a microssonda eletrônica marca Cameca, modelo SX-50, com
corrente de 15kv e 25nA, com tempo de contagem de 10 s. Para os ETR e o Y, as
condições de análise foram de 20kv, 40nA e 20s. Para corrigir os erros causados por
interferências nas posições de picos e backgrounds dos ETR foram usados fatores de
correções propostos por Åmli e Griffin (1975).
A fim de confirmar os teores de Na e Ca da gagarinita, foram realizadas
análises complementares por fluorescência de raios x (FRX). Para isso, foi necessário
63
separar a gagarinita (densidade 4,40) da criolita (densidade média 2,9), utilizando diodo
metil (densidade 3,3). As micas e os minerais opacos associados foram separados na
lupa binocular por catação. Entretanto, para este trabalho, a fase exsolvida não pôde ser
separada da gagarinita hospedeira. As análises por FRX foram realizadas em pastilha
prensada, no Espectrômetro de Fluorescência de Raios X modelo Rigaku, marca RIX
2000, com tubo de Ródio. A corrente utilizada foi de 50kv e 40mA.
As análises por DRX e FRX foram realizadas nos Laboratórios do Centro de
Pesquisas em Geoquímica da UFRGS, as por MEV no Laboratório de Microscopia
Eletrônica da UFSC e as por ME no Laboratório do Instituto de Geociências da
Universidade de Brasília (UnB).
RESULTADOS
Ocorrência e observações petrográficas
Diante da amostragem efetuada para o presente trabalho, a ocorrência de
gagarinita no Granito Madeira parece estar limitada aos bolsões criolíticos desde a
porção mediana até base da Zona Criolítica B. O mineral foi identificada em três furos
de sondagem (FC-08, FC-13 e FC-17), entre as cotas -94m e -140m, onde ocorre como
cristais isolados, localizados intersticialmente aos grãos de criolita ou como inclusões
neste mineral. Macroscopicamente, os grãos de gagarinita destacam-se pela cor (rosa
acastanhada) em meio à criolita (branca, amarela ou caramelo) dos bolsões. Os cristais
são translúcidos, têm brilho vítreo a resinoso e são freqüentemente cortados por fraturas
irregulares.
Ao microscópio óptico, a forma dos grãos de gagarinita é anédrica, a clivagem
é indistinta. O tamanho dos cristais varia de 0,5mm até 6,8mm, com uma média de
3mm. Eles têm um fraco pleocroísmo, com cores que variam de incolor a tons de rosa,
64
verde ou amarelo, o relevo é moderado. À LP, as cores de interferência são muito
difíceis de determinar, pois variam num mesmo grão (segundo Clark, 1993 apud
Minerology Database, a birrefringência é 0,020). O sinal de elongação é positivo. À LC,
a figura de interferência evidencia que se trata de um mineral uniaxial (+). Como
inclusões minerais, ocorrem a fase exsolvida (ver adiante) e opacos (hematita e
possivelmente outros). Inclusões fluidas podem ser abundantes e são facilmente
observadas mesmo nas lâminas petrográficas (polidas em apenas uma face).
A gagarinita é afetada por fraturas preenchidas por criolita, assim como pode
ocorrer com as bordas corroídas pela criolita, demonstrando uma formação precoce em
relação aos bolsões criolíticos pegmatóides. Minerais da paragênese magmática do
Granito Madeira, como o pirocloro, quartzo e micas, ocorrem nas lâminas estudadas
como relictos em meio aos bolsões de criolita. No pirocloro, foram observadas
alterações relacionadas ao processo de columbitização descrito por Minuzzi (2004)
promovido pelo fluido formador dos bolsões criolíticos. Não foram observadas relações
diretas entre minerais magmáticos e a gagarinita. Assim, nas lâminas estudadas, a
gagarinita pode representar um mineral da paragênese magmática ou pode ser um
mineral de um estágio inicial da fase de formação dos bolsões criolíticos, hipótese esta
mais provável em função sua ocorrência aparentemente restrita aos bolsões
pegmatóides.
A gagarinita de Pitinga apresenta texturas típicas de exsolução mineral
(Figura 2). Para investigar a possibilidade de tratar-se de um mineral precoce incluído
durante o crescimento da gagarinita, procurou-se exaustivamente por mineral
semelhante à incluso junto aos demais minerais da rocha, verificando-se que ele ocorre
apenas na gagarinita. Coerentemente, constatou-se, também, que todos os cristais de
gagarinita apresentam as texturas aqui interpretadas como de exsolução, embora os
65
padrões possam variar de um cristal para outro. A fase exsolvida encontra-se, na grande
maioria dos casos, distribuída com relativa uniformidade em toda a extensão dos grãos
de gagarinita, inclusive na borda, segue uma ou mais orientações preferenciais e tem
dimensões semelhantes. Em alguns casos, pode ocorrer coalescência de diferentes
cristais exsolvidos resultando em formas mais alongadas assemelhando-se a strings e
stringlets. Mais raramente, a fase exsolvida tem uma orientação preferencial menos
evidente (Figura 2), podendo ser formada por cristais de tamanhos bastante distintos e
ter uma distribuição mais irregular na gagarinita, podendo ser, nestes casos, como
ocorreu na primeira amostra de gagarinita encontrada (Bastos Neto et al., 200X)
interpretada como uma fase mineral incluída durante o crescimento da gagarinita. No
contato da gagarinita com a criolita (Figura 2), observa-se que a formação da fase
exsolvida foi anterior à cristalização da criolita.
66
Figura 2: Fotomicrografias de diferentes padrões de exsolução na gagarinita de Pitinga: a- Gagarinita com
grãos da fase exsolvida de dimensões irregulares e sem orientação preferencial, é corroída por
criolita maclada; b- Textura de exsolução com orientação incipiente; c- Gagarinita com fase
exsolvida com orientação pronunciada; d- Padrão de orientação na forma de stringlets.
Análises modais foram efetuadas numa população de grãos de gagarinita
abrangendo os diversos padrões texturais de exsolução, assim como cristais secionados
nos mais diversos ângulos, a fim de obter uma proporção representativa da fase
exsolvida em relação à fase hospedeira. A distribuição de valores obtida levou a
considerar o valor médio (25,8% de fase exsolvida em relação à gagarinita hospedeira)
como representativo.
A determinação precisa de todas as propriedades ópticas da fase exsolvida foi
dificultada pelo tamanho diminuto dos grãos (0,01mm até 0,4mm, com média de
0,05mm). Ela é incolor e as cores de interferência são de primeira ordem, com
a
b
c
d
Criolita maclada
Mica
67
birrefringência 0,005-0,007 e retardo de 150 a 210nm; o mineral é U(-). Foram
observadas inclusões fluidas e minerais opacos, estes últimos provavelmente
representam inclusões previamente existentes na gagarinita.
Química Mineral
Os resultados das análises por MSE da gagarinita e as respectivas fórmulas
estruturais são apresentados na tabela 1. Diversas formas de cálculo foram testadas. O
melhor resultado foi obtido calculando-se a fórmula para 2(Ca+Y+ETR).
68
Tabela 1: Resultados das análises de gagarinita por microssonda eletrônica.
AG1 AG2 AG3 AGA1 AGA2 AG20 AG21 AG24 AY5 AY7
F 36.76 37.92 36.17 38.44 38.83 37.41 40.27 37.47 34.86 38.51
Na 2.09 2.25 1.91 1.80 1.80 3.51 1.55 1.69 1.46 2.04
Al 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
Si 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
Ca 8.04 8.00 7.96 8.07 8.32 8.37 8.34 7.65 8.20 7.77
La 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.02 0.04 0.02 0.00
Ce 0.37 0.36 0.74 0.26 0.44 0.49 0.45 0.38 0.68 0.53
Nd 2.51 1.84 2.44 1.51 1.89 1.91 1.87 1.95 2.63 2.16
Sm 1.99 1.91 2.04 1.82 1.82 1.92 1.78 1.82 1.96 1.88
Eu 0.06 0.04 0.06 0.08 0.04 0.04 0.03 0.14 0.06 0.13
Gd 4.17 4.17 4.07 4.33 4.35 4.12 4.20 4.26 4.17 4.14
Dy 7.24 7.11 7.12 7.32 7.18 7.13 6.79 6.74 7.03 6.78
Er 3.74 3.82 3.82 3.86 3.74 3.63 3.75 3.81 3.67 3.63
Yb 1.51 1.43 1.32 1.48 1.30 1.48 1.43 1.42 1.54 1.44
Y 31.10 31.48 30.74 32.11 30.73 31.04 31.23 30.69 31.26 30.90
Total 99.56 100.32 98.41 101.08 100.45 101.04 101.70 98.05 98.49 100.85
Fórmula Estrutural
F 5.56 5.80 5.51 5.83 5.92 5.68 6.12 5.88 5.21 5.97
Na 0.26 0.28 0.24 0.23 0.23 0.44 0.19 0.22 0.18 0.26
Al 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
Si 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
Ca 0.58 0.58 0.58 0.58 0.60 0.60 0.60 0.57 0.58 0.57
La 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
Ce 0.01 0.01 0.02 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01
Nd 0.05 0.04 0.05 0.03 0.04 0.04 0.04 0.04 0.05 0.05
Sm 0.04 0.04 0.04 0.03 0.04 0.04 0.03 0.04 0.04 0.04
Eu 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
Gd 0.08 0.08 0.08 0.08 0.08 0.08 0.08 0.08 0.08 0.08
Dy 0.13 0.13 0.13 0.13 0.13 0.13 0.12 0.12 0.12 0.12
Er 0.06 0.07 0.07 0.07 0.06 0.06 0.06 0.07 0.06 0.06
Yb 0.03 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 0.03 0.02
Y 1.00 1.03 1.00 1.04 1.00 1.01 1.01 1.03 1.00 1.02
Carga
Total 0.06 -0.10 0.12 -0.21 -0.35 0.13 -0.62 -0.29 0.30 -0.37
Fórmula estrutural calculada para a gagarinita na base de (Ca+ETRT+Y)=2
Os resultados das análises por MSE da fase exsolvida são apresentados na
tabela 2. Constatou-se que a composição deste mineral é muito distinta das gagarinitas
da literatura, notadamente pela ausência quase total de Na, Ca e Y. Os balanços de carga
obtidos, calculando-se a fórmula estrutural como para uma gagarinita forneceram
valores da ordem de –1,50, considerados excessivos. Tendo em vista que o único
69
fluoreto que tem composição química compatível com a obtida para a fase exsolvida é a
fluocerita, a fórmula estrutural da fase exsolvida (Tabela 2) foi calculada, considerando-
se tratar-se desse mineral e o melhor resultado é obtido o efetuado para o somatório de
cátions igual a 1.
Tabela 2: Resultados das análises da fase exsolvida por microssonda eletrônica.
AY1 AY2 AY4 AY6 AY8 AF2 AF4 AF20 AF22 AF28
F 33.78 35.33 34.41 34.34 35.27 36.30 34.52 36.29 36.26 33.63
Na 0.00 0.00 0.00 0.00 0.03 0.00 0.00 0.02 0.00 0.00
Al 0.01 0.02 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01
Si 0.00 0.01 0.03 0.00 0.06 0.04 0.00 0.01 0.01 0.05
Ca 0.03 0.11 0.03 0.11 0.02 0.08 0.07 0.04 0.10 0.12
La 12.92 10.42 11.38 14.68 9.24 8.96 12.24 10.89 10.38 8.35
Ce 42.90 43.50 42.87 45.10 41.87 40.73 44.29 43.57 42.39 41.84
Nd 7.86 10.36 10.52 6.61 13.25 13.19 7.98 9.48 10.57 13.13
Sm 1.04 1.33 1.20 0.67 1.42 1.40 0.76 1.06 1.30 1.42
Eu 0.38 0.62 0.51 0.43 0.60 0.76 0.51 0.48 0.56 0.72
Gd 0.25 0.45 0.38 0.43 0.32 0.37 0.38 0.38 0.33 0.42
Dy 0.20 0.31 0.11 0.28 0.14 0.18 0.31 0.23 0.17 0.30
Er 0.04 0.00 0.00 0.02 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
Yb 0.02 0.01 0.07 0.00 0.00 0.01 0.00 0.02 0.00 0.05
Y 0.27 0.33 0.19 0.49 0.15 0.22 0.30 0.27 0.29 0.24
Total 99.84 103.12 101.80 103.42 102.50 102.44 101.67 102.98 102.54 100.56
Fórmula Estrutural
F 3.77 3.84 3.76 3.65 3.86 4.04 3.79 4.01 4.03 3.70
Na 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
Al 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
Si 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
Ca 0.00 0.01 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01
La 0.20 0.15 0.17 0.21 0.14 0.14 0.18 0.16 0.16 0.13
Ce 0.65 0.64 0.64 0.65 0.62 0.62 0.66 0.65 0.64 0.62
Nd 0.12 0.15 0.15 0.09 0.20 0.20 0.12 0.14 0.16 0.19
Sm 0.01 0.02 0.02 0.01 0.02 0.02 0.01 0.01 0.02 0.02
Eu 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01
Gd 0.00 0.01 0.01 0.01 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.01
Dy 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
Er 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
Yb 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
Y 0.01 0.01 0.00 0.01 0.00 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01
Carga
Total -0.78 -0.86 -0.77 -0.67 -0.9 -1.05 -0.8 -1.05 -1.02 -0.72
Fórmula mineral calculada para a fase exsolvida na base de 1 cátion.
70
A figura 3 apresenta uma comparação entre os conteúdos médios de ETR da
gagarinita e da fase exsolvida, respectivamente. Os dois minerais apresentam
comportamentos opostos. A gagarinita é caracterizada por empobrecimento em ETRL e
enriquecimento em ETRP e anomalia negativa em Eu; a fase exsolvida é enriquecida
em ETRL, empobrecida em ETRP e tem anomalia positiva em Eu.
0.01
0.10
1.00
10.00
100.00
La Ce Nd Sm Eu Gd Dy Er Yb
ETR
Log (amostra/condrito)
Gagarinita Inicial Gagarinita Hospedeira Fase Exsolvida
Figura 3: Padrão de ETR, comparando a gagarinita inicial
calculada com a fase hospedeira e a fase exsolvida,
normalizadas pelo Condrito.
Correlações entre os ETR foram testadas na gagarinita e na fase exsolvida. No
primeiro mineral, a única correlação positiva significativa de elementos isolados ocorre
entre o Sm e o Nd (+0,80). Foram constatadas correlações negativas com valores menos
significativos (>-0,74), que permitiram definir dois grupos de elementos: i) Σ(La, Ce,
Nd, Sm e Eu) e ii) Σ(Gd, Y, Er e Yb). Isso indica que os ETRL + ETRM competem
pelo mesmo sítio cristalográfico que os ETRP. O Dy é uma exceção, o que deve ser
investigado em trabalhos futuros. Na fase exsolvida, Nd, Sm e Eu têm correlações
positivas entre si (+0,72 a +0,92). Verifica-se também que o ΣETRL (La + Ce)
correlaciona negativamente com o ΣETRM (-0,92), porém, os ETRP têm um
comportamento complexo, onde somente Gd se correlaciona positivamente com o Sm
(+0,79).
Análises por DRX
Os difratogramas obtidos (Figura 4) apresentam unicamente os picos
correspondentes à gagarinita. O cálculo dos parâmetros cristalográficos da gagarinita foi
efetuado utilizando o programa "Least-squares Refinement of Crystallographic Lattice
Parameters" (LCLSQ 8.5, Burnham, 1993), assumindo-se que a gagarinita do Granito
Madeira pertence ao grupo espacial P6(3)/m. Os parâmetros assim obtidos são
compatíveis com os da literatura (Tabela 3).
Figura 4: Difratograma de raios X da gagarinita de Pitinga.
72
Tabela 3: Fórmula mineral, grupo espacial e parâmetros cristalográficos de gagarinita
com diferentes composições.
Fórmula mineral de gagarinita
de diferentes localidades
Σ
cátions
Grupo
espacial
Parâmetros cristalográficos (Ă)
1
Na
0,8
Ca
0,8
Y
1,2
F
6
2,8 P3 (-) a = 5,9900 c = 3,5300
2
Na
1,23
Ca
0,12
Y
1,28
ETR
0,24
F
6
2,87 P6 (3)/m a = 5,9855 c = 3,5469
3
NaCa(Y,ETR)F
6
3 P6 (3)/m a = 6,0403 c = 3,5899
4
Na
0,6
Ca
0,95
ETR
0,32
Y
0,72
F
5,41
2,9 P6 (3)/m a = 5,987(1) c = 3,5413 (7)
5
Na
0,19
Ca
0,48
Y
0,83
ETR
0,69
F
6,27
2,19 P6 (3)/m
6
Na
0,24
Ca
0,58
Y
1,01
ETR
0,39
F
5,81
2,22 P6 (3)/m a = 5,9933
a = 5,9885
c = 3,5417 (YT)
c = 3,5248 (FC-8)
1-Voronkov et al. (1962) apud Mincryst; 2- Kabalov et al. (1993) apud Mincryst; 3- Kamenetskaya e
Kamenetskii (1994) apud Mincryst; 4- Hugues e Drexler (1994); 5- Gagarinita inicial; 6- Gagarinita (fase
hospedeira após a exsolução)
DISCUSSÕES
Texturas de exsolução
As texturas aqui interpretadas como de exsolução são similares a alguns dos
padrões comumente descritos na literatura, como ocorre, entre outros, nos casos das
exsoluções do hiperstênio na magnetita, da bravoíta na esfalerita, da ilmenita na
hematita e da lepidocrocita na hematita (Augustithis, 1995). Em silicatos, o caso
clássico é o da formação das pertitas, pela exsolução de albita no ortoclásio (Smith,
1974). Entretanto, cabe avaliar suscintamente as possibilidades alternativas, pois o caso
aqui apresentado é o primeiro descrito em fluoreto. A idéia de tratar-se de inclusão
mineral, com a cristalização primeiro da “fase exsolvida” e, posteriormente, de
gagarinita, não explicaria a orientação dos grãos da “fase exsolvida” e nem o fato da
gagarinita ser a única fase hospedeira. Outra possibilidade, a de substituição de um
mineral pelo outro, ocorreria principalmente na borda dos grãos de gagarinita e não
formaria os cristais subédricos da “fase exsolvida". Registra-se, ainda, que não há
73
evidências desta textura ser, de alguma forma ligada ao aporte do fluido responsável
pela formação da criolita, a qual é nitidamente posterior à formação da fase exsolvida e
não interfere na distribuição homogênea desta mesmo nos grãos de gagarinita com as
bordas corroídas pela criolita. Assim, o único processo que explicaria as texturas
encontradas na gagarinita de Pitinga é o de exsolução e este processo ocorreu antes da
formação da criolita dos bolsões pegmatóides.
Condições de formação
As temperaturas de homogeneização mais altas obtidas na criolita dos bolsões
são da ordem de 370ºC (Bastos Neto et al., 2004). Esta deve representar, portanto, uma
temperatura mínima para a formação da gagarinita hospedeira e da fase exsolvida. A
gagarinita inicial teria se formado numa temperatura superior à destas duas últimas. No
caso da gagarinita inicial ser um mineral geneticamente ligado aos bolsões (hipótese
mais provável), sua formação e o subseqüente processo de exsolução devem ter
ocorrido numa faixa de temperatura pouco acima dos 370ºC. No caso de uma origem
magmática, as temperaturas seriam maiores, mas registra-se que as temperaturas de
cristalização do albita granito foram inferiores a 500ºC, conforme Costi (2000).
Segundo Costi (2000), os elevados teores de Fe
2
O
3
dos feldspatos e mica
tetraferríferas litiníferas indicam que o albita granito cristalizou sob condições de fO
2
relativamente elevada. Segundo Minuzzi (2004), o processo de columbitização do
pirocloro magmático pelo fluido formador dos bolsões também ocorreu em condições
parcialmente oxidantes, mesmo na porção inferior do DCM. Portanto, a cristalização da
gagarinita inicial, seja ela magmática ou hidrotermal, ocorreu provavelmente sob
condições relativamente oxidantes, ou seja, na presença simultânea dos cátions Eu
2+
e
Eu
3+
. Por outro lado, considerando-se que eventuais modificações de parâmetros como
74
pH e fugacidade de oxigênio do meio externo não tiveram influência no interior dos
cristais de gagarinita quando da exsolução, a razão Eu
2+
/Eu
3+
do sistema representado
pelas 3 fases minerais em conjunto não foi modificada.
Composição da gagarinita inicial e da gagarinita pós-exsolução
A composição da gagarinita antes da exsolução foi estimada somando-se
proporcionalmente as composições das fases hospedeira e hóspede (74,22% e 25,78%,
respectivamente). Ela difere bastante da gagarinita descrita por Voronkov et al. (1962)
que não contém ETR e que é bem mais rica em Na e Ca do que a de Pitinga. Em relação
às demais gagarinitas, ela apresenta uma importante característica, comum a todas, que
é a presença significativa dos cátions Na, Ca, ETR e Y, sendo este último elemento
abundante em todas as gagarinitas descritas. Por seu conteúdo em Ca ser
significativamente maior que o de Na (razão Na/Ca em torno de 0,5), ela assemelha-se à
descrita por Hughes e Drexler (1994), mas distingue-se das demais, nas quais Ca e Na
ocorrem em proporções iguais ou este último elemento é bem mais abundante. Por
outro lado, ela destaca-se (a) por ser a mais rica em ETR; (b) por ter o maior somatório
de (Y + ETR); (c) por ser a única com razão Y/ETR próxima a 1; e (d) pelo baixo
conteúdo de (Na + Ca), que parece contrabalançar o enriquecimento em ETR.
Quanto à distribuição dos ETR, a gagarinita inicial destaca-se por conter
simultaneamente conteúdos altos de ETRL e ETRP, contrastando bastante com a
gagarinita de Hughes e Drexler (1994) que contém praticamente apenas ETRP. A
gagarinita de Stepanov e Severov (1961) tem conteúdos significativos de Nd e Sm, na
mesma ordem de grandeza da gagarinita inicial, mas possui concentrações de La e Ce
(especialmente este último elemento) bem menores, de modo que seu conteúdo total de
ETRL é bem inferior ao da gagarinita inicial.
75
A composição da gagarinita hospedeira difere da gagarinita inicial apenas pela
ausência quase total de ETRL. Esta modificação a torna uma gagarinita de composição
bastante similar às demais da literatura (exceto pela gagarinita sem ETR de Voronkov
et al, 1962), notadamente pelo conteúdo de ETR e razão Y/ETR na mesma ordem de
grandeza das demais.
Os ETR e o processo de exsolução
Diante da inexistência de literatura sobre exsolução em fluoretos, as causas da
exsolução aqui descritas somente podem ser aventadas a partir de uma comparação das
3 fases minerais (gagarinita inicial, gagarinita hospedeira e fase exsolvida), mais
particularmente no que tange aos ETR. A gagarinita inicial apresenta um espectro de
ETR (Figura 2) bastante plano, com anomalia negativa de európio, semelhantemente ao
espectro de ETR do AGN encaixante dos bolsões criolíticos (Costi, 2000). Embora não
se disponha de dados experimentais sobre o comportamento dos ETR na gagarinita,
parece possível que, nas condições de formação da gagarinita inicial, este mineral seja
um amplificador linear da composição de ETR do fluido a partir do qual se formou,
como ocorre com a fluorita (Marchand et al., 1976).
A figura 3 ilustra muito bem a notável repartição dos ETR entre as três fases
minerais. O espectro plano da gagarinita inicial contrasta com o fracionamento dos
ETRL da gagarinita hospedeira. Nesta, o ocorre um enriquecimento contínuo do La
para o Sm, cujos raios iônicos decrescem neste mesmo sentido. Por outro lado, observa-
se que este último elemento é o balisador do processo, estando presente em iguais
proporções nas 3 fases em questão. Conseqüentemente, acredita-se que um possível
abaixamento da temperatura após a formação da gagarinita inicial tenha ocasionado a
desestabilização da estrutura cristalina que exsolveu seletivamente os cátions do sítio
IX
76
maiores que o Sm. Este processo resultou na formação de uma fase exsolvida
enriquecida em ETRL (do La ao Nd) e, conseqüentemente, de uma fase hospedeira
empobrecida nestes mesmos elementos. Neste processo, quantidades mínimas de ETRP
foram mobilizados para a fase exsolvida. Observa-se na figura 2 que o Eu não seguiu o
comportamento dos demais ETR de raios iônicos menores que o Sm, delineando-se uma
possível anomalia positiva na fase exsolvida e uma acentuação da anomalia negativa de
Eu na gagarinita hospedeira em relação à gagarinita inicial. Este comportamento do Eu
distinto dos demais ETR pode estar relacionado à presença simultânea dos cátions Eu
2+
e Eu
3+
. Entretanto, os valores de Eu obtidos nas análises das 3 fases minerais estudadas
são muito baixos para a caracterização e discussão do significado das anomalias neste
elemento.
A fase exsolvida, um novo mineral?
O único fluoreto que tem composição química semelhante à da fase exsolvida
é a fluocerita. Assim, o cálculo da fórmula estrutural da fase exsolvida foi efetuado na
base do somatório de cátions igual a 1 (Tabela 1). A variação da fórmula estrutural da
fase exsolvida assim calculada é:
Ce
0,53-0,66
La
0,09-0,26
Nd
0,08-0,26
Sm
0,01-0,04
Eu
0,01
Y
0-0,03
F
3,3-4,14
Comparativamente a fluoceritas da literatura, a composição da fase exsolvida é
similar à descrita por (Clark, 1993 apud Minerology Database), cuja fórmula é
Ce
0,9
La
0,1
F
3
. As demais fórmulas definidas para fluocerita distinguem-se bastante.
Algumas fórmulas contêm muito mais La que Ce, como LaF
3
(Maximov, B. & Schulz,
H., 1985; Zalkin, A. & Templeton, D. H., 1985 apud Mincryst) ou La
0,9
Ce
0,1
F
3
(Clark,
1993 apud Minerology Database). Outras contêm conteúdos significativos de Gd ou Sr,
77
como Gd
0,8
Ca
0,2
F
2,8
(Ostrochenko, L. P et al., 1985 apud Mincryst) e La
0,85
Sr
0,15
F
2,85
(Radaev, S. F. et al., 1991 apud Mincryst), ou, ainda, não contêm La, como CeF
3
(Wyckoff, R. W. G., 1964 apud Mincryst). Na comparação com as fluoceritas de
diferentes procedências descritas por Styles e Young, 1983), verifica-se que os
conteúdos de ETR da fase exsolvida situam-se dentro dos intervalos mínimo e máximo
já quantificados, porém, sua composição não é idêntica a nenhuma fluocerita. Por outro
lado, as composições de fluocerita são todas diferentes entre si.
Do ponto de vista da estrutura do mineral, observa-se que, embora as
constantes paramétricas calculadas para gagarinita sejam semelhantes às obtidas por
Voronkov et al., 1962 e Kabalov et al., 1993 (apud Mincryst) e Hugues e Drexler
(1994), nas análises por DRX não apareceu nenhum pico de fluocerita, o que deveria
ocorrer, considerando a existência de cerca de 25% de fase exsolvida na amostra.
Conseqüentemente, não se pode aqui definir que a fase exsolvida seja fluocerita, pois
não tem a estrutura desse mineral. Por outro lado, há que se considerar que os
parâmetros cristalográficos calculados para a gagarinita, provavelmente não
correspondam exclusivamente a este mineral, pois as posições dos picos de DRX, bem
como a largura e meia altura, que são variáveis consideradas pelo programa utilizado
para este tipo de cálculo, podem ter sido levemente modificadas por influência da
presença da fase exsolvida. Finalmente, a possibilidade da fase exsolvida ter uma
estrutura semelhante à da gagarinita é problemática por serem compostos com razões
cátions/F distintas (1/2 para a gagarinita e 1/3 para a fase exsolvida). Como as
propriedades ópticas que puderam ser definidas não são diagnósticas, considera-se aqui
que a questão permanece em aberto e somente poderá ser definida pelos estudos que
serão subseqüentemente realizados.
78
CONSIDERAÇÕES FINAIS
A gagarinita inicial de Pitinga formou-se anteriormente à criolita dos bolsões
do DCM. Não foi possível, entretanto, precisar em que estágio exato da evolução do
albita granito ela se formou. Ela pode ser um mineral magmático ou representar um
mineral precoce já do estágio de formação dos bolsões. Considerando-se que sua
característica principal é o alto conteúdo de ETRL, a gagarinita da literatura, à qual ela
mais se assemelha também ocorre em granitos albitizados, associada em veios de
quartzo-microlina. Em Pitinga, esta paragênese é mais típica da auréola pegmatóide do
DCM.
Antes da exsolução, o sistema mineral formava uma solução sólida na qual as
principais substituições eram regidas pela equação: + 2ETR
3+
⇔ Na
+
+ Ca
2+
+ Y
3+
.
Formou-se, assim, uma gagarinita inicial
excepcionalmente rica em ETRL, cátions
relativamente grandes, cuja presença foi compensada por vacâncias, notadamente no seu
sítio de coordenação VI. Embora não se disponha de dados experimentais sobre a
formação da gagarinita, o estudo realizado sobre a distribuição dos ETR parece indicar
que, nas condições de formação da gagarinita inicial, este mineral possa ter se
comportando como um amplificador quase linear da composição de ETR do fluido a
partir do qual ele se formou, como ocorre com a fluorita.
A diminuição da temperatura foi a provável responsável pela desestabilização
da estrutura mineral que exsolveu os cátions de ETR com raio iônico maior do que o do
Sm, elemento que se apresenta claramente como o balisador do processo de exsolução.
A gagarinita hospedeira preservou praticamente todos os conteúdos de Y, ETRP (com
exceção do Sm que se repartiu entre ela e a fase exsolvida) e Na (e Ca), constituindo
uma estrutura estável, menos afetada por vacâncias e com um balanço de cargas
bastante equilibrado. A fase exsolvida é um fluoreto com razão cátions/flúor = 1/3,
79
essencialmente constituído por Ce e La, correspondendo a uma composição de
fluocerita. Sua identificação não pôde ser feita: picos da fluocerita não foram
identificados e uma estrutura semelhante à da gagarinita (razão cátions/flúor = 1/2)
parece pouco provável. Estudos subseqüentes serão necessários para definir sua
natureza e relação com a fluocerita.
80
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84
6 Considerações Finais
Considerando a importância econômica dos ETR e do Y como potenciais
subprodutos da exploração da criolita e da cassiterita no Granito Madeira, observa-se
que a distribuição desses parece ser complexa, sendo ainda difícil definir quais os
controles das zonas mais enriquecidas na fácies albita granito, visto que essa é a mais
tardia. Provavelmente, a ação de processos tardios ricos em flúor (hidrotermalismo X
metassomatismo) deve ter interferido em suas concentrações. Outro fato importante é a
presença de paragêneses complexas, que contêm diferentes minerais portadores de ETR
e Y, como o zircão (duas gerações), a xenotima, a waimirita, a gagarinita e o “polimorfo
de fluocerita” distribuídos de maneira heterogênea nas diferentes fácies. Isso indica que,
além do flúor, outros ânions interferiram na distribuição dos ETR e Y, como o fosfato
no caso da xenotima. A escassez de análises de ETR no Granito Madeira dificulta esse
tipo de interpretação, mas as análises de Y permitem confirmar essa heterogeneidade,
que só poderá ser compreendida com um estudo petrográfico e geoquímico mais
detalhado.
Neste trabalho, foi realizado um estudo detalhado da gagarinita, onde se
constatou que só a base dos bolsões de criolita, do Depósito Criolítio Maciço (DCM),
contém esse mineral.
A comparação com a gagarinita de diferentes localidades permitiu
verificar similaridades da gagarinita hospedeira do Granito Madeira com as demais,
com exceção de um caso de gagarinita que não contém ETR. As variações nas
composições deste mineral se refletem nas propriedades ópticas (por exemplo, nas cores
de interferência).
85
Na gagarinita em estudo, os resultados de correlações estatísticas
permitiram identificar comportamentos específicos de ETR, definindo dois grupos de
elementos: i) Σ(La, Ce, Nd, Sm e Eu) e ii) Σ(Gd, Y, Er e Yb). Assim, os ETRL + ETRM
competem pelo mesmo sítio cristalográfico que os ETRP. Observa-se que o Dy é uma
exceção, o que deve ser investigado em trabalhos futuros.
Antes da formação da criolita dos bolsões, existiu a gagarinita inicial de
Pitinga com a fórmula estrutural Na
0,19
Ca
0,48
Y
0,83
ETR
0,69
F
6,27
. Entretanto, não foi
possível precisar o estágio exato de sua formação na evolução do albita granito, pois
pode ser um mineral magmático ou representar um mineral precoce já do estágio de
formação dos bolsões. Considerando-se que sua característica principal é o alto
conteúdo de ETRL, a gagarinita da literatura, à qual ela mais se assemelha, também
ocorre em granitos albitizados, associada em veios de quartzo-microclinio. Em Pitinga,
esta paragênese é a mais típica da auréola pegmatóide do DCM.
Antes da exsolução, o sistema mineral formava uma solução sólida na
qual as principais substituições eram regidas pela equação: + 2ETR
3+
⇔ Na
+
+ Ca
2+
+ Y
3+
.
Formou-se, assim, uma gagarinita inicial
excepcionalmente rica em ETRL,
cátions relativamente grandes, cuja presença foi compensada por vacâncias,
notadamente no seu sítio de coordenação VI. Embora não se disponha de dados
experimentais sobre a formação da gagarinita, o estudo realizado sobre a distribuição
dos ETR parece indicar que, nas condições de formação da gagarinita inicial, este
mineral possa ter se comportando como um amplificador quase linear da composição de
ETR do fluido a partir do qual ele se formou, como ocorre com a fluorita.
A diminuição da temperatura foi a provável responsável pela
desestabilização da estrutura mineral que exsolveu os cátions de ETR com raio iônico
maior que o do Sm, elemento que se apresenta claramente como o balisador do processo
86
de exsolução. Os ETRL foram, então separados dos ETRP, provavelmente com
processo similar ao que ocorre com os feldspatos, porém, neste caso, os elementos com
maiores raios iônicos pertencem à fase exsolvida. A gagarinita hospedeira preservou
praticamente todos os conteúdos de Y, ETRP (com exceção do Sm que se repartiu entre
ela e a fase exsolvida) e Na (e Ca), constituindo uma estrutura estável, menos afetada
por vacâncias e com um balanço de cargas bastante equilibrado. Texturalmente, esse
mineral forma strings, stringlets e rods, ainda não descritos na literatura dos fluoretos.
A fórmula mineral calculada evidencia que a gagarinita inicial e a
gagarinita da fase hospedeira (após a exsolução) são muito mais ricas em ETR+Y e
relativamente mais pobres em Na e Ca que as outras apresentadas na literatura. Como o
Y e os ETR têm valência +3 (com exceção do Eu), é necessário uma quantidade menor
de cátions para neutralizar os seis átomos de flúor, portanto o somatório de cátions da
gagarinita do Granito Madeira é menor que as de outras localidades. Quando os valores
de ETR e Y da gagarinita da literatura são similares aos da gagarinita em estudo, o
somatório de cátions continua sendo menor, devido aos maiores teores de Na naquelas.
Na comparação da gagarinita inicial com a descrita por Hugues e Drexler (1994),
observa-se que a gagarinita inicial contém muito mais ETRL (La, Ce e Nd), que é
responsável pela exsolução.
A fase exsolvida é um fluoreto com razão cátions/flúor= 1/3,
essencialmente constituído por Ce e La, correspondendo a uma composição de
fluocerita. Sua estrutura não pôde ser determinada: picos da fluocerita não foram
identificados e uma estrutura semelhante à da gagarinita (razão cátions/flúor= 1/2)
parece pouco provável. Estudos subseqüentes poderão definir tratar-se de um novo
mineral, polimorfo da fluocerita.
87
Na comparação com as análises químicas de fluocerita de diferentes
procedências verifica-se que os conteúdos de ETR da fase exsolvida do Granito Madeira
estão dentro do intervalo mínimo e máximo já quantificados para fluocerita, porém sua
composição não é idêntica a nenhuma apresentada, da mesmo foram como todas as
outras são também diferentes entre si.
Os resultados das correlações estatísticas de ETR na fase exsolvida
mostraram que o Nd, o Sm e o Eu (ETRM) têm correlações positivas entre si (+0,72 a
+0,92), correlacionando negativamente (-0,92) com os ΣETRL (La + Ce). Os ETRP têm
um comportamento complexo, onde somente Gd correlaciona positivamente com o Sm
(+0,79). Isso pode ser devido aos baixos teores desses elementos no no mineral. Desta
forma, os ETRL competem com os ETRM pelo mesmo sítio cristalográfico.
Como sugestões para trabalhos futuros pode ser destacado o estudo das
inclusões fluidas presentes nas duas fases, que possibilitará conhecer as temperaturas de
formação e exsolução destas, além da identificação da composição das fases que as
compõem.
O emprego do microscópio eletrônico de transmissão (MET) no estudo
da gagarinita e da fase exsolvida é igualmente importante, pois definirá se o processo de
exsolução é coerente ou incoerente e possibilitará determinar a estrutura da fase
exsolvida.
Por fim, ainda é necessário um estudo petrográfico e cristaloquímico
detalhado dos minerais de ETR e Y ainda não estudados, levantando questões a respeito
das condições geoquímicas de formação desses. A potencialidade econômica acredita-se
não estar restrita a fácies albita granito, como mostram as análises químicas da empresa.
88
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Glossário
Bird-wing- Anomalia negativa de Eu gerando um padrão também denominado “asa de
gaivota” em padrão de ETR.
Clarke- Abundância de um elemento químico na crosta terrestre.
Rods- Forma geométrica resultante de uma exsolução mineral levemente desenvolvida,
no entanto, com alguma coalescência de grãos, sendo estes pouco alongados.
Sills- Corpos tabulares alongados.
Stocks- Massa granítica intrusiva de tamanho inferior a de um batólito (inferior a 100
Km
2
).
Stringlets – Forma geométrica resultante de uma exsolução mineral muito desenvolvida,
é a evolução de strings, como linhas contínuas e sinuosas.
Strings - Forma geométrica resultante de uma exsolução mineral levemente
desenvolvida, no entanto, com alguma coalescência de grãos, sendo estes bem
alongados.
ANEXO A
Legenda: intervalo descritos; intervalos que não existem; intervalos não descritos (baixo teor de Y ou acesso difícil)
Cota da Intervalo (m) Teores (%)
Código Furo
Espessura
(m)
Coordenada
E
Coordenada N
"boca" de até Nb
2
O
5
Rb
2
O Sn Ta
2
O
5
ThO
2
U
3
O
8
Y
2
O
3
ZrO
2
1021 85.32 154291.15 99917008.82 234.68 84.68 85.32 0.23 0.668 0.258 0.034 0.22 0.042 0.112 1.15
1038 700N/500B 93.29 154305.4 917105.22 246.54 0.72 4.03 0.269 0.412 0.384 0.033 0.056 0.025 0.12 0.727
4.03 9.03 0.263 0.402 0.32 0.034 0.024 0.021 0.12 0.649
19.03 24.03 0.286 0.41 0.23 0.031 0.071 0.026 0.263 0.682
24.03 29.03 0.238 0.434 0.268 0.034 0.219 0.029 0.109 0.828
29.03 34.03 0.058 0.314 0.138 0.006 0.026 0 0.35 0.87
80.73 81.59 0.199 0.484 0.138 0.023 0.125 0.046 0.175 0.746
1040 102.59 154195.98 9916599.91 228.58 9.58 10.58 0.226 0.411 0.121 0.028 0.152 0.005 0.186 0.285
10.58 11.58 0.276 0.537 0.165 0.032 0.13 0.006 0.123 0.501
19.58 20.58 0.263 0.752 0.243 0.037 0.104 0.013 0.118 0.713
105 250N/50 25.24 154746.87 9916650.99 224.67 22 23 0.007 0.013 0 0 0.034 0 0.101 0.084
24 25.24 0.005 0.065 0 0 0 0 0.201 0.083
1051 300S/750 9.26 154103 9916057 165.13 8.8 9.26 0.118 0.648 0.068 0.015 0.007 0 0.332 0.542
1054 100.23 154002.34 9916507.21 232.22 27.22 32.22 0.28 0.762 0.191 0.053 1.03 0.051 0.157 0.604
32.22 37.22 0.327 0.82 0.148 0.056 0.535 0.049 0.139 0.982
37.22 42.22 0.317 0.782 0.211 0.055 0.336 0.039 0.118 0.937
52.22 57.22 0.257 0.682 0.306 0.035 0.183 0.016 0.115 0.683
1056 101.2 154100.48 9916398.27 230.94 75.94 80.94 0.223 0.794 0.207 0.035 0.349 0.01 0.148 0.566
1058 100.04 154299.68 9916504.48 217 0 2 0.249 0.892 0.25 0.036 0.081 0.018 0.138 0.772
Cota da Intervalo (m) Teores (%)
Código Furo
Espessura
(m)
Coordenada
E Coordenada N
"boca" de até Nb
2
O
5
Rb
2
O Sn Ta
2
O
5
ThO
2
U
3
O
8
Y
2
O
3
ZrO
2
1059 100.29 154199.60 9916496.35 213.45 0 2.14 0.339 0.739 0.334 0.049 0.35 0.021 0.101 1.14
1061 0/400B 100.49 154397.72 9916396.52 196.64 1.64 6.64 0.24 0.642 0.221 0.033 0.096 0.031 0.237 0.896
6.64 11.64 0.246 0.627 0.201 0.034 0.103 0.033 0.314 0.599
11.64 16.64 0.231 0.878 0.165 0.031 0.12 0.036 0.144 0.584
1062 100N/700B 102.06 154107.04 9916406.00 237.77 34.13 35.75 0.187 0.717 0.1 0.03 0.779 0.002 0.119 0.311
35.75 36.06 0.251 0.931 0.167 0.053 0.676 0.029 0.734 0.536
59.49 60.48 0.299 0.562 0.367 0.054 0.612 0.024 0.375 0.607
60.48 64.13 0.226 0.727 0.193 0.032 0.315 0.006 0.121 0.558
1067 400N/300B 99.65 154497.00 9916799.00 214.31 0.31 1.55 0.239 0.677 0.125 0.034 0.162 0.075 0.103 1.42
89.31 94.31 0.189 0.557 0.081 0.021 0.04 0.055 4 0.827
1068 500N/300B 100.98 154507.03 9916898.14 212.48 0.48 1.53 0.212 0.813 0.255 0.04 0.133 0.037 0.646 0.947
1.53 2.48 0.186 0.755 0.211 0.025 0.107 0.05 0.142 0.742
1075 130.81 154412.87 9916295.63 189.35 34.35 39.35 0.272 1.02 0.24 0.048 0.152 0.029 0.102 1.13
76.35 77.25 0.216 1.02 0.259 0.04 0.048 0.034 0.108 0.71
78.35 78.76 0.263 1.05 0.349 0.054 0.409 0.05 0.134 2.56
88.35 89.15 0.395 1.05 0.5 0.072 0.329 0.085 0.137 2.56
1079 100.37 153892.16 9916308.22 247.15 2.15 5.97 0.23 0.7 0.182 0.029 0.032 0.006 0.101 0.542
1092 150N/1250 21.5 153553.00 9916549.00 141.2 15.91 20.79 0.122 0.443 0.048 0.008 0.041 0.03 0.115 0.529
21.26 21.5 0.173 0.436 0.096 0.021 0.051 0.049 0.369 0.68
19.85 21.69 0.14 0.351 0.008 0.011 0 0.024 0.133 0.548
21.69 22.7 0.124 0.481 0.004 0.016 0.029 0.034 0.364 0.66
Cota da Intervalo (m) Teores (%)
Código Furo
Espessura
(m)
Coordenada
E Coordenada N
"boca" de até Nb
2
O
5
Rb
2
O Sn Ta
2
O
5
ThO
2
U
3
O
8
Y
2
O
3
ZrO
2
135 300N/1100 19.87 153740.71 9916697.00 171.27 18.73 19.83 0.335 0.352 0.231 0.048 0.169 0.026 0.221 1.23
141 350N/100 31.46 154701.30 9916753.30 223.67 12 13 0.268 0.012 0.019 0.054 1.93 0.056 0.5 1.66
142 28.15 154650.11 9916751.80 224.75 25.2 28.15 0.216 0.689 0.109 0.028 0.084 0.043 0.147 0.768
150 400N/50 44.4 154744.87 9916800.88 212.7 21 22 0.012 0 0 0 0.046 0 0.137 0.106
33 34 0.025 0 0 0.011 1.37 0 0.383 0.211
151 400N/100 17.33 154694.99 9916800.50 213.39 10 11 0.675 0.049 0.185 0.127 0.537 0.15 0.241 0.178
153 400N/200 20.03 154592.23 9916801.64 211.08 18.03 19.08 0.204 0.652 0.091 0.024 0.084 0.054 0.123 0.656
19.08 20.03 0.222 0.676 0.112 0.034 0.101 0.055 0.52 0.703
161 400N/700 19.93 154099.28 9916801.63 153.92 18.76 19.93 0.208 0.801 0.069 0.034 0.034 0.014 0.348 0.543
162 400N/800 14.9 154005.52 9916790.95 151.68 13.69 14.5 0.328 0.948 0.418 0.054 0.093 0.045 0.342 1.41
181 500N/200 21.09 154606.40 9916897.24 212 19.2 21.09 0.239 0.688 0.119 0.035 0.109 0.064 0.343 0.829
188 500N/600 49.01 154196.78 9916900.82 206.04 16.04 21.04 0.452 0.094 0.407 0.071 0.623 0.051 0.128 1.76
21.04 26.04 0.393 0.134 0.346 0.065 1.13 0.056 0.275 1.18
26.04 31.04 0.374 0.172 0.292 0.06 1.16 0.074 0.2 1.25
47.91 49.01 0.28 0.808 0.272 0.05 0.365 0.05 0.655 1.01
189 500N/700 19.69 154099.61 9916903.40 173.2 3.2 8.2 0.405 0.194 0.286 0.061 0.478 0.078 0.144 1.6
8.2 13.2 0.441 0.438 0.415 0.068 0.627 0.116 0.156 1.31
18.47 19.69 0.357 0.91 0.338 0.059 0.839 0.096 0.402 1.32
Cota da Intervalo (m) Teores (%)
Código Furo
Espessura
(m)
Coordenada
E Coordenada N
"boca" de até Nb
2
O
5
Rb
2
O Sn Ta
2
O
5
ThO
2
U
3
O
8
Y
2
O
3
ZrO
2
192 550N/150 21.86 154651.78 9916947.14 201.2 20 21 0.254 0.388 0.178 0.033 0.076 0.062 0.299 1.25
21 21.86 0.213 0.365 0.261 0.028 0.055 0.033 0.374 0.863
194 41.91 154551.67 9916947.75 225.92 0 5 0.645 0 0.738 0.094 0.466 0 0.11 2.07
220 96.07 154203.81 9917103.57 256.29 0 1.29 0.257 0.364 0.3 0.032 0.05 0.012 0.12 0.925
225 22.7 154496.38 9917148.47 214.74 22.1 22.7 0.103 0.063 0 0.015 0.082 0.075 0.12 1.182
232 24.17 154156.75 9917142.67 267.96 20 24.17 0.255 0.265 0.013 0.033 0.23 0.059 0.1 1.75
238 800N/550 46.22 154255.16 9917199.30 271.04 25 30 0.1 0.19 0.002 0.011 0.108 0.011 0.284 0.771
30 35 0.29 0.345 0.236 0.04 0.577 0.052 0.282 1.24
35 40 0.349 0.475 0.116 0.052 0.547 0.061 0.266 0.873
40 45 0.321 0.413 0.116 0.042 0.171 0.035 0.192 0.792
249 50S/500 100.45 154326.35 9916354.49 168.04 18.36 23.04 0.311 0.938 0.292 0.048 0.182 0.022 0.3 0.818
251 50S/750 171.38 154063.10 9916355.00 271.56 30.7 31.3 0.194 0.826 0.166 0.027 0.025 0.011 0.213 0.59
31.3 32.3 0.192 0.864 0.138 0.034 0.029 0.016 0.556 0.665
32.3 33.3 0.212 0.809 0.205 0.033 0.028 0.021 0.189 0.647
33.3 34.3 0.199 0.82 0.163 0.03 0.025 0.01 0.268 0.652
34.3 35.3 0.201 0.795 0.204 0.032 0.04 0.019 0.147 0.589
35.3 36.3 0.194 0.786 0.174 0.03 0.036 0.026 0.157 0.613
264 20.96 154700.08 9916302.35 222.38 19.6 20.96 0.293 0.871 0.187 0.045 0.228 0.069 0.109 1.13
267 36.5 154410.00 9916304.23 192.92 33.92 36.5 0.294 1 0.264 0.047 0.142 0.041 0.136 0.803
Cota da Intervalo (m) Teores (%)
Código Furo
Espessura
(m)
Coordenada
E Coordenada N
"boca" de até Nb
2
O
5
Rb
2
O Sn Ta
2
O
5
ThO
2
U
3
O
8
Y
2
O
3
ZrO
2
294 20.1 154293.53 9916198.10 150.19 19.08 20.1 0.203 0.782 0.142 0.026 0.082 0 0.155 0.444
306 250S/950 95.7 153851.00 9916149.50 224.01 24.19 29.01 0.225 0.656 0.19 0.032 0.048 0.016 0.216 0.776
315 83.04 153851.00 9915640.65 140.1 20.1 25.1 0.197 0.527 0.182 0.022 0.059 0.049 0.119 0.685
323 20.86 153901.75 9915597.68 131.81 20.51 20.86 0.218 0.55 0.122 0.028 0.103 0.058 0.141 0.899
325 20.36 154097.66 9915497.22 126.18 19.52 20.36 0.216 0.501 0.089 0.026 0.045 0.075 0.158 0.954
330 FC-12 322.36 154275.03 9916243.83 156.27 19.27 21.27 0.261 0.782 0.21 0.042 0.087 0.017 0.399 0.842
70.76 73.54 1 1 1 1 1 1 1 1
343 19.24 154308.98 9915998.97 140.66 10.66 15.66 0.32 0.735 0.284 0.048 0.327 0.035 0.109 0.877
15.66 18.04 0.316 0.922 0.267 0.051 0.517 0.06 0.157 1.28
18.04 19.24 0.396 1.01 0.301 0.082 1.53 0.118 0.293 1.21
349 37.75 154302.69 9915900.68 168.13 36.51 37.75 0.257 0.577 0.04 0.033 0.126 0.047 0.128 0.959
377 500S/400 22.74 154401.01 9915899.66 158.12 8.12 13.12 0.347 0.24 0.201 0.052 0.787 0.061 0.104 1.6
Ta
2
O
5
18.12 22.74 0.323 0.546 0.178 0.052 0.32 0.078 0.54 1.56
390 12.31 154597.23 9915700.93 129.56 11.56 12.31 0.205 0.535 0.052 0.025 0.133 0.067 0.128 0.938
399 30.09 154199.47 9915601.10 156.35 28.15 30.09 0.226 0.53 0.072 0.027 0.105 0.076 0.158 1.01
40 20.86 154749.20 9916499.56 274.58 10 11 0.019 0.004 0 0 0.137 0 0.112 0.136
402 107.03 154292.93 9915747.48 174.87 37.27 37.87 0.134 0.566 0.066 0.015 0.023 0.012 0.149 0.922
Cota da Intervalo (m) Teores (%)
Código Furo
Espessura
(m)
Coordenada
E Coordenada N
"boca" de até Nb
2
O
5
Rb
2
O Sn Ta
2
O
5
ThO
2
U
3
O
8
Y
2
O
3
ZrO
2
422 800N/600B 68.15 154199.66 9917204.32 273.71 38.71 43.71 0.309 0.381 0.061 0.055 1.83 0.122 0.226 1.22
43.71 48.71 0.335 0.416 0.152 0.058 0.886 0.05 0.361 0.812
406 10.37 153749.36 9916448.87 204.11 4.11 9.17 0.345 0.489 0.158 0.042 0.066 0.052 0.219 1.21
20.62 21.15 0.253 0.546 0.196 0.033 0.425 0.068 0.147 1
24.15 25.15 0.254 0.557 0.142 0.036 0.391 0.106 0.191 1.24
25.15 26.15 0.247 0.557 0.164 0.034 0.386 0.088 0.144 1.21
419 305.57 154310.60 9916273.46 140.61 10.93 15.61 0.283 0.899 0.236 0.041 0.106 0.02 0.131 0.668
420 63.95 154399.35 9917200.52 250.8 40.8 45.8 0.061 0.164 0.036 0.005 0.038 0.011 0.106 1.1
45.8 50.8 0.206 0.205 0.091 0.031 0.35 0.087 0.168 1.72
60.8 63.95 0.203 0.782 0.222 0.026 0.082 0 0.155 0.444
421 100.21 154293.28 9917202.14 267.07 25.07 26.07 0.32 0.421 0.331 0.042 0.719 0.022 0.127 0.789
26.07 27.07 0.355 0.405 0.37 0.047 0.751 0.043 0.159 0.787
27.07 32.07 0.339 0.333 0.389 0.046 0.533 0.043 0.141 0.814
424 850N/500B 150.93 154292.24 9917257.77 262.15 47.15 52.15 0.014 0.143 0 0 0 0 0.112 0.115
57.15 62.15 0.095 0.122 0 0.026 0.367 0.024 0.506 1.38
62.15 67.15 0.238 0.309 0.172 0.037 0.766 0.1 0.287 1.5
67.15 72.15 0.265 0.372 0.302 0.034 0.46 0.035 0.123 0.728
426 850/450 121.67 154348.03 9917257.38 252.98 34.56 34.87 0.094 0.32 0 0.022 0.479 0.056 0.616 1.88
59.76 59.98 0.131 0.162 0 0.007 0.019 0.008 0.123 0.815
59.98 60.98 0.152 0.094 0 0.023 0.34 0.03 0.705 1.03
60.98 61.98 0.149 0.138 0.046 0.022 0.874 0.078 0.138 1.43
61.98 62.98 0.238 0.304 0.402 0.034 0.749 0.102 0.122 1.72
64.23 67.98 0.287 0.324 0.235 0.034 0.558 0.049 0.108 0.745
Cota da Intervalo (m) Teores (%)
Código Furo
Espessura
(m)
Coordenada
E Coordenada N
"boca" de até Nb
2
O
5
Rb
2
O Sn Ta
2
O
5
ThO
2
U
3
O
8
Y
2
O
3
ZrO
2
426 850/450 121.67 154348.03 9917257.38 252.98 67.98 72.98 0.283 0.308 0.251 0.038 0.411 0.041 0.119 0.73
43 28.6 154600.22 9916492.17 280.12 17 18 0.049 0 0.002 0 0.102 0 0.104 0.231
28 28.6 0.013 0.522 0 0 0.581 0 0.137 0.099
425 850N/600 127.42 154201.09 9917251.32 270.09 52.76 53.51 0.223 0.194 0.004 0.027 0.195 0.015 0.14 0.699
57.09 57.37 0.047 0.255 0 0.007 0.74 0.005 0.164 0.686
74.26 75.09 0.148 0.099 0 0.02 0.994 0.062 0.179 1.38
75.09 76.09 0.289 0.209 0.018 0.056 1.57 0.141 0.311 2.14
76.09 77.09 0.305 0.281 0.015 0.076 1.41 0.16 0.349 1.57
77.09 78.09 0.378 0.256 0.075 0.055 1.18 0.088 0.147 0.913
78.09 78.76 0.391 0.172 0.021 0.051 0.774 0.075 0.117 0.783
78.76 80.09 0.399 0.285 0.136 0.058 1.22 0.056 0.328 0.868
80.09 81.09 0.346 0.371 0.4 0.055 0.829 0.074 0.187 0.815
81.09 82.09 0.354 0.393 0.353 0.058 0.984 0.084 0.143 0.828
82.09 83.09 0.808 0.251 0.379 0.133 1.66 0.159 0.796 1.26
83.09 84.09 0.703 0.113 0.042 0.105 1.55 0.159 0.349 1.03
84.09 85.09 0.311 0.324 0.372 0.052 1.01 0.093 0.12 0.818
85.09 86.09 0.323 0.227 0.251 0.052 1 0.087 0.347 0.921
86.09 87.09 0.175 0.072 0.104 0.023 0.576 0.056 0.115 0.919
436 285.31 154351.29 9916114.76 145.21 19.84 20.21 0.235 1 0.194 0.034 0.141 0.008 0.102 0.482
455 FC-13 298.39 154322.25 9916219.72 141.61 19.78 21.61 0.222 0.783 0.234 0.033 0.104 0.012 0.297 0.612
98.08 98.63 1 1 1 1 1 1 1 1
457 FC-19 347.82 154372.71 9916325.40 174.14 29.14 34.14 0.286 0.897 0.223 0.044 0.11 0.029 0.102 0.828
485 31.42 153902.07 9915799.86 178.64 30.22 31.42 0.127 0.535 0.095 0.015 0.029 0 0.194 0.597
Cota da Intervalo (m) Teores (%)
Código Furo
Espessura
(m)
Coordenada
E Coordenada N
"boca" de até Nb
2
O
5
Rb
2
O Sn Ta
2
O
5
ThO
2
U
3
O
8
Y
2
O
3
ZrO
2
475 400S/900 23.64 153885.42 9916014.63 198.21 22.21 23.21 0.235 0.649 0.11 0.035 0.024 0.016 0.327 0.798
23.21 23.64 0.166 0.652 0.064 0.025 0 0.002 0.489 0.861
476 400S/1000 17.17 153796.25 9915994.89 153.68 13.68 15.67 0.292 0.293 0.024 0.037 0.127 0.06 0.229 1.68
5045 63.32 153957.50 9916357.50 252.31 1 2 0.197 0.976 0.312 0.058 0.302 0 0.218 0.388
2 3 0.187 0.991 0.223 0.06 0.184 0 0.229 0.312
3 4 0.161 0.951 0.255 0.053 0.222 0 0.18 0.349
4 5 0.184 0.945 0.26 0.056 0.168 0 0.148 0.322
5 6 0.18 0.915 0.224 0.055 0.159 0 0.111 0.28
6 7 0.251 1.04 0.132 0.105 1.03 0 0.393 0.444
7 8 0.276 1.114 0.296 0.104 1.49 0 1.07 0.488
8 9 0.291 1.12 0.293 0.107 1.48 0 0.768 0.348
9 10 0.232 0.971 0.396 0.076 0.828 0 0.317 0.388
10 11 0.172 0.85 0.199 0.048 0.135 0 0.1 0.276
11 12 0.226 0.992 0.282 0.066 0.22 0 0.233 0.38
12 13 0.176 0.893 0.189 0.049 0.119 0 0.103 0.255
13 14 0.181 0.908 0.218 0.053 0.14 0 0.113 0.261
14 15 0.162 0.896 0.181 0.051 0.131 0 0.136 0.285
15 16 0.235 1.023 0.339 0.069 0.162 0 0.305 0.385
16 17 0.228 0.965 0.276 0.064 0.133 0 0.182 0.349
17 18 0.212 0.934 0.228 0.059 0.13 0 0.132 0.316
29 30 0.446 0.988 0.291 0.1 0.214 0 0.182 0.409
31 32 0.185 0.939 0.239 0.054 0.117 0 0.106 0.419
34 35 0.229 0.944 0.25 0.062 0.106 0 0.116 0.484
38 39 0.233 0.934 0.338 0.063 0.067 0 0.102 0.519
39 40 0.216 0.999 0.296 0.062 0.071 0 0.188 0.449
40 41 0.245 1.008 0.357 0.068 0.111 0 0.203 0.548
41 42 0.214 1.052 0.32 0.064 0.144 0 0.296 0.745
42 43 0.223 1 0.271 0.062 0.108 0 0.193 0.435
Cota da Intervalo (m) Teores (%)
Código Furo
Espessura
(m)
Coordenada
E Coordenada N
"boca" de até Nb
2
O
5
Rb
2
O Sn Ta
2
O
5
ThO
2
U
3
O
8
Y
2
O
3
ZrO
2
5045
Mesmo
anterior
63.32 153957.50 9916357.50 252.31 43 44 0.236 1.019 0.341 0.066 0.127 0 0.236 0.5
44 45 0.229 1.01 0.271 0.067 0.27 0 0.313 0.607
45 46 0.255 1.017 0.317 0.081 0.714 0 0.413 0.543
46 47 0.261 0.968 0.342 0.091 1.355 0 0.314 0.723
47 48 0.224 0.962 0.246 0.067 0.301 0 0.318 0.678
48 49 0.246 1.014 0.333 0.076 0.59 0 0.31 0.734
49 50 0.212 1.03 0.39 0.071 0.823 0 0.279 0.411
50 51 0.199 0.952 0.242 0.058 0.57 0 0.164 0.344
51 52 0.228 0.978 0.288 0.067 0.303 0 0.196 0.476
52 53 0.219 1.021 0.202 0.067 0.215 0 0.261 0.373
53 54 0.196 0.981 0.19 0.06 0.201 0 0.173 0.344
54 55 0.227 1.016 0.212 0.066 0.268 0 0.252 0.397
55 56 0.613 1.052 0.324 0.132 0.444 0 0.365 0.532
56 57 0.53 1.059 0.353 0.121 0.421 0 0.364 0.689
57 58 0.221 0.989 0.215 0.063 0.175 0 0.197 0.569
58 59 0.25 1.014 0.312 0.073 0.291 0 0.248 0.643
59 60 0.267 1.043 0.33 0.08 0.517 0 0.337 0.666
60 61 0.238 1.069 0.279 0.076 0.658 0 0.374 0.629
61 62 0.245 1.08 0.379 0.078 0.618 0 0.418 0.579
62 63 0.253 1.03 0.27 0.075 0.284 0 0.293 0.596
63 64 0.247 1.114 0.305 0.077 0.446 0 0.597 0.802
512 700S/50 38.05 154746.74 9915691.99 149.29 0 4.29 0.34 0.024 0.229 0.052 1.53 0.031 0.131 1.6
37.5 38.05 0.269 0.791 0.126 0.056 0.296 0.065 0.939 0.819
517 26.2 154853.17 9915905.18 152.3 24.2 26.2 0.222 0.316 0.186 0.026 0.197 0.033 0.121 0.725
522 FC-10 307.46 154294.11 9916259.70 146.68 19.7 21.68 0.227 0.78 0.197 0.03 0.085 0.01 0.149 0.628
Cota da Intervalo (m) Teores (%)
Código Furo
Espessura
(m)
Coordenada
E Coordenada N
"boca" de até Nb
2
O
5
Rb
2
O Sn Ta
2
O
5
ThO
2
U
3
O
8
Y
2
O
3
ZrO
2
518 FC-25 325.46 154305.97 9916204.80 146 21.19 26 0.257 0.819 0.232 0.041 0.104 0.029 0.248 0.743
76 81 0.158 0.367 0.042 0.017 0.019 0.037 0.134 0.976
524 FC-10 303.83 154223.69 9916268.03 172.7 17.87 22.7 0.238 0.926 0.175 0.035 0.102 0.01 0.214 0.562
582 900S/300 16.24 154499.33 9915500.32 128.13 15.44 16.24 0.222 0.618 0.129 0.029 0 0.051 0.329 1.01
546 FC-31 267.5 154396.63 9916218.21 160.41 20.41 23.69 0.304 0.925 0.289 0.047 0.107 0.019 0.108 0.788
23.69 25.41 0.292 0.975 0.285 0.057 0.124 0.02 0.542 1
574 900S/200 22.12 154604.38 9915495.05 124.38 14.38 19.38 0.345 0.736 0.305 0.046 0.405 0.082 0.106 1.17
19.38 20.72 0.262 0.52 0.296 0.031 0.289 0.042 0.132 0.878
20.72 22.12 0.271 0.781 0.202 0.042 0.278 0.059 0.734 0.833
597 24.09 154798.88 9915698.75 145.77 0 5.77 0.025 0 0 0 0.1 0 0.128 0.136
20.77 22.69 0.016 0.001 0.004 0 0.021 0 0.134 0.05
630 28.61 154849.03 9915850.55 151.81 21.81 27.31 0.089 0.134 0.096 0.006 0.167 0 0.137 0.51
27.31 28.61 0.283 0.516 0.302 0.041 0.67 0.079 0.199 0.827
631 20.83 154850.87 9915950.98 152.71 7.71 12.71 0.492 0.007 0.35 0.066 0.09 0.042 0.105 1.46
18.17 20.83 0.354 0.465 0.246 0.05 0.625 0.075 0.154 0.911
633 750S/0 102.84 154801.60 9915659.89 130.73 36.73 40.73 0.213 0.375 0.109 0.025 0.323 0.034 0.129 0.755
40.73 45.73 0.255 0.327 0.17 0.03 0.444 0.07 0.11 1.06
45.73 50.73 0.27 0.334 0.2 0.037 0.66 0.105 0.142 1.19
50.73 55.73 0.277 0.36 0.182 0.034 0.653 0.113 0.107 1.22
75.73 80.73 0.291 0.376 0.136 0.038 0.143 0.099 0.224 1.27
532 FC-26 272.09 154342.88 9916364.94 176.46 25.71 26.46 0.291 0.942 0.234 0.051 0.106 0.036 0.221 0.994
Cota da Intervalo (m) Teores (%)
Código Furo
Espessura
(m)
Coordenada
E Coordenada N
"boca" de até Nb
2
O
5
Rb
2
O Sn Ta
2
O
5
ThO
2
U
3
O
8
Y
2
O
3
ZrO
2
65 30.51 154600.07 9916548.80 274.21 19 20 0.014 0 0 0 0.093 0 0.104 0.133
30 30.51 0.006 0.087 0 0 0 0 0.143 0.06
715 276.01 154269.53 9916372.13 162.78 0 2.79 0.484 0.952 0.518 0.086 0.369 0.069 0.1 2.31
2.79 7.79 0.427 0.9 0.446 0.07 0.21 0.044 0.104 1.36
635 300.78 154288.88 9916190.81 151.09 18.7 21.09 0.256 0.784 0.262 0.038 0.114 0.011 0.131 0.773
657 FC-34 310.86 154280.09 9916280.26 147.96 2.96 7.96 0.374 0.244 0.324 0.005 0.047 0.161 0.374 0.991
658 284.82 154269.58 9916174.87 152.43 18.97 22.43 0.245 0.8 0.219 0.035 0.094 0.011 0.103 0.719
667 332.9 154369.42 9916256.12 157.41 7.41 12.41 0.394 0.502 0.247 0.071 1.63 0.093 0.141 1.49
18.89 22.41 0.24 0.825 0.198 0.034 0.102 0.01 0.14 0.768
22.41 27.41 0.295 0.974 0.262 0.046 0.116 0.028 0.136 0.909
677 350N/1300 17.37 153498.08 9916744.41 135.65 16.17 17.37 0.116 0.4 0.058 0.009 0 0 0.239 0.65
683 14.59 153250.62 9916642.71 120.75 14.46 14.59 0.005 0.146 0 0 0 0 0.144 0.061
714 297.72 154304.60 9916171.57 143.82 93.82 98.82 0.18 1.08 0.23 0.016 0 0 0.151 0.013
717 46.69 153698.37 9915349.50 121.34 33.59 34.59 0.012 0.276 0 0 0.042 0 0.128 0.093
734 500S/100E 62.93 154902.02 9915903.05 158.74 47.22 47.74 0.039 0.267 0 0.006 0.044 0 0.581 0.256
48.48 48.74 0.312 0.272 0.297 0.039 0.605 0.081 0.107 0.838
48.74 49.58 0.327 0.266 0.143 0.045 0.528 0.092 0.117 0.987
58.74 59.74 0.265 0.308 0.21 0.032 0.4 0.092 0.118 1.06
61.74 62.81 0.269 0.324 0.192 0.034 0.298 0.073 0.116 1.11
Cota da Intervalo (m) Teores (%)
Código Furo
Espessura
(m)
Coordenada
E Coordenada N
"boca" de até Nb
2
O
5
Rb
2
O Sn Ta
2
O
5
ThO
2
U
3
O
8
Y
2
O
3
ZrO
2
771 253.39 154185.75 9916235.58 193.93 30.1 33.93 0.259 0.831 0.196 0.037 0.119 0.011 0.13 0.61
772 262.47 154237.12 9916408.86 187.42 27.51 29.51 0.238 0.74 0.215 0.032 0.091 0.009 0.129 0.526
80 32.3 154740.54 9916599.76 240.82 30 31 0.004 0.028 0 0 0 0 0.106 0.074
31 32.3 0.121 0.182 0.037 0.01 0.082 0.006 0.175 0.783
81 38.5 154700.84 9916599.00 252.7 37 38 0.004 0.072 0 0 0 0 0.178 0.068
83 200N/200 36.55 154603.83 9916602.13 262.31 35 36.55 0.225 0.668 0.072 0.032 0.106 0.059 0.395 1.24
859 278.96 154153.92 9916274.41 215.04 30.04 35.04 0.168 0.706 0.114 0.023 0.047 0.006 0.146 0.593
873 FC-49 279.87 154323.77 9916187.68 144.42 84.42 89.42 0.157 0.397 0.031 0.022 0.033 0.033 0.34 1.11
897 FC-52 205.52 154148.43 9916202.60 196.73 21.73 25.02 1 1 1 1 1 1 1 1
906 FC-54 291.48 154390.33 9916145.02 156 20.03 21 0.236 0.965 0.176 0.038 0.083 0.004 0.306 0.497
21 26 0.276 0.982 0.241 0.047 0.124 0.012 0.311 0.845
947 0N/300B 104.38 154500.00 9916400.00 226.05 80.24 80.38 0.121 1.03 0.051 0.031 0.41 0.016 0.206 0.167
98.97 99.06 0.282 0.281 0.447 0.114 0.068 0 0.678 0.772
948 120.03 154500.26 9916494.64 248.63 0.82 3.63 0.212 0.697 0.195 0.027 0.115 0.022 0.155 0.571
113.6 120.03 0.22 0.578 0.238 0.029 0.331 0.048 0.124 0.729
949 100N/400B 121.98 154420.08 9916504.47 243.82 3.81 8.81 0.234 0.798 0.198 0.033 0.156 0.015 0.278 0.557
Cota da Intervalo (m) Teores (%)
Código Furo
Espessura
(m)
Coordenada
E Coordenada N
"boca" de até Nb
2
O
5
Rb
2
O Sn Ta
2
O
5
ThO
2
U
3
O
8
Y
2
O
3
ZrO
2
951 61.75 154395.41 9916709.54 225.94 35.94 40.94 0.204 0.553 0.165 0.025 0.204 0.057 0.111 0.712
956 400N/400B 60.08 154391.89 9916796.07 229.77 0 4.77 0.243 0.776 0.233 0.037 0.131 0.028 0.242 0.792
959 235.06 154420.93 9915701.86 147.27 212.3 217.27 0.107 0.196 0.027 0.008 0.039 0.032 0.178 0.697
962 101.38 154399.84 9917001.64 236.13 0 1.13 0.222 0.46 0.234 0.028 0.117 0.024 0.102 0.725
963 172.69 153888.52 9916109.81 197.12 157.1 162.12 0.028 0.225 0 0 0.005 0 0.119 0.98
952 200N/500B 100.99 154300.61 9916596.07 248.82 0 2.04 0.351 0.983 0.348 0.054 0.261 0.02 0.132 1.24
2.04 3.82 0.253 0.804 0.228 0.033 0.119 0 0.315 0.662
3.82 8.82 0.27 0.75 0.323 0.038 0.131 0.009 0.125 0.722
17.12 22.12 0.497 1.02 0.473 0.096 1.84 0.117 0.319 1.82
22.12 27.12 0.398 0.447 0.383 0.066 0.851 0.057 0.147 1.76
32.12 37.12 0.258 0.755 0.249 0.041 0.517 0.052 0.23 0.839
37.12 42.12 0.257 0.727 0.259 0.038 0.466 0.05 0.133 0.9
47.12 52.12 0.222 0.642 0.246 0.033 0.341 0.037 0.127 0.878
52.12 57.12 0.219 0.65 0.224 0.035 0.524 0.058 0.176 0.9
57.12 62.12 0.23 0.654 0.252 0.038 0.493 0.068 0.147 1.2
62.12 67.12 0.266 0.695 0.288 0.045 0.542 0.084 0.196 1.31
67.12 72.12 0.242 0.612 0.245 0.036 0.285 0.049 0.138 0.942
1057 97.93 153999.89 9916400.28 249.07 4.07 9.07 0.207 0.832 0.223 0.029 0.033 0.011 0.101 0.642
964 FC-55 229.5 154211.38 9916127.52 157.47 97.47 98.82 1 1 1 1 1 1 1 1
ANEXO B
Gagarinita com grãos da
fase exsolvida de formas
tabulares e levemente
alondados, com ângulos
bem retos, em duas
direções ortogonais.
Grãos de fase exsolvida
sob uma única direção de
orientação. Em alguns
casos, a borda é
arredondada, com forma
irregular
Grãos de fase exsolvida
de dimensões e formas
irregulares sem nenhuma
orientação.
Orientação dos grãos de
fase exsolvida incipiente.
Cristal de gagarinita
subédrico, com maior
quantidade de fase
exsolvida.
Gagarinita com fase
exsolvida em grande
quantidade e com
orientação pronunciada.
Observa-se mica inclusa
na porção esquerda da
fotomicrografia.
Gagarinita com grãos de
fase exsolvida alongados,
provavelmente
coalescentes.
Gagarinita com fase
exsolvida, na forma de
strings.
Gagarinita com fase
exsolvida, na forma de
stringlets.
Diferentes cores de
interferência em um único
grão de gagarinita, que é
cortado por criolita
maclada.
Gagarinita corta a mica,
aproveitando suas
clivagens.
Gagarinita com fase
exsolvida distribuída
homogeneamente pelo
grão hospedeiro,
evidenciando não ter
relação a criolita
posterior, que corta toda a
paragênese.
Criolita cortando
agregado de grãos de
gagarinita. Os grãos da
fase exsolvida tem formas
irregulares
Gagarinita com grãos da
fase exsolvida de
dimensões irregulares e
sem orientação
preferencial, é corroída
por criolita maclada
Resultado das análises de gagarinita (peso %) por microssonda eletrônica
AG1 AG2 AG3 AGA1 AGA
2
AGA3 AGA
4
AG20 AG21 AG22 AG24 AG26 AY5 AY7 AY10 AF2
0
F 36.76 37.92 36.17 38.44 38.83 40.45 40.87 37.41 40.27 39.71 37.47 38.45 34.86 38.51 36.78 38.62
N
a
2.09 2.25 1.91 1.80 1.80 1.77 1.90 3.51 1.55 1.43 1.69 1.38 1.46 2.04 2.19 1.60
A
l
0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
S
i
0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
L
a
0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.04 0.05 0.00 0.02 0.00 0.04 0.01 0.02 0.00 0.34 0.00
Ce 0.37 0.36 0.74 0.26 0.44 0.81 0.45 0.49 0.45 0.27 0.38 0.43 0.68 0.53 4.41 0.35
S
m
1.99 1.91 2.04 1.82 1.82 2.02 2.01 1.92 1.78 1.74 1.82 1.89 1.96 1.88 1.84 1.84
N
d
2.51 1.84 2.44 1.51 1.89 2.49 2.06 1.91 1.87 1.31 1.95 2.10 2.63 2.16 3.99 1.58
Yb 1.51 1.43 1.32 1.48 1.30 1.35 1.45 1.48 1.43 1.44 1.42 1.60 1.54 1.44 0.92 1.47
Eu 0.06 0.04 0.06 0.08 0.04 0.17 0.08 0.04 0.03 0.04 0.14 0.07 0.06 0.13 0.16 0.07
G
d
4.17 4.17 4.07 4.33 4.35 4.20 4.13 4.12 4.20 4.32 4.26 4.24 4.17 4.14 3.61 4.23
D
y
7.24 7.11 7.12 7.32 7.18 7.22 7.23 7.13 6.79 7.28 6.74 7.36 7.03 6.78 5.75 7.10
Er 3.74 3.82 3.82 3.86 3.74 3.69 3.73 3.63 3.75 3.85 3.81 3.80 3.67 3.63 3.09 3.87
C
a
8.04 8.00 7.96 8.07 8.32 8.35 7.80 8.37 8.34 8.19 7.65 8.23 8.20 7.77 7.84 8.42
Y 31.10 31.48 30.74 32.11 30.73 30.27 30.51 31.04 31.23 32.25 30.69 32.09 31.26 30.90 29.97 31.61
Total 99.56 100.32 98.41 101.08 100.45 102.84 102.27 101.04 101.70 101.82 98.05 101.67 98.49 100.85 101.73 101.71
F 5.56 5.80 5.51 5.83 5.92 6.10 6.35 5.68 6.12 6.01 5.88 5.72 5.21 5.97 5.43 5.83
N
a
0.26 0.28 0.24 0.23 0.23 0.22 0.24 0.44 0.19 0.18 0.22 0.17 0.18 0.26 0.27 0.20
L
a
0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00
Ce 0.01 0.01 0.02 0.01 0.01 0.02 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.09 0.01
S
m
0.04 0.04 0.04 0.03 0.04 0.04 0.04 0.04 0.03 0.03 0.04 0.04 0.04 0.04 0.03 0.04
N
d
0.05 0.04 0.05 0.03 0.04 0.05 0.04 0.04 0.04 0.03 0.04 0.04 0.05 0.05 0.08 0.03
Yb 0.03 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 0.03 0.03 0.02 0.01 0.02
G
d
0.08 0.08 0.08 0.08 0.08 0.08 0.08 0.08 0.08 0.08 0.08 0.08 0.08 0.08 0.06 0.08
D
y
0.13 0.13 0.13 0.13 0.13 0.13 0.13 0.13 0.12 0.13 0.12 0.13 0.12 0.12 0.10 0.13
Er 0.06 0.07 0.07 0.07 0.06 0.06 0.07 0.06 0.06 0.07 0.07 0.06 0.06 0.06 0.05 0.07
C
a
0.58 0.58 0.58 0.58 0.60 0.60 0.58 0.60 0.60 0.59 0.57 0.58 0.58 0.57 0.55 0.60
Y 1.00 1.03 1.00 1.04 1.00 0.97 1.01 1.01 1.01 1.04 1.03 1.02 1.00 1.02 0.94 1.02
Cátion
s
2.24 2.28 2.23 2.22 2.21 2.19 2.22 2.43 2.16 2.18 2.20 2.16 2.15 2.23 2.19 2.20
Carga+ 5.62 5.70 5.63 5.62 5.57 5.53 5.60 5.81 5.50 5.59 5.59 5.56 5.51 5.60 5.48 5.60
C
arga T 0.06 -0.10 0.12 -0.21 -0.35 -0.57 -0.75 0.13 -0.62 -0.42 -0.29 -0.16 0.30 -0.37 0.05 -0.23
Fórmula estrutural calculada para a gagarinita na base de (Ca+ETR+Y) = 2
ANEXO C
Fórmula estrutural
Resultado das análises de fluocerita (peso %) por microssonda eletrônica
AY1 AY2 AY3 AY4 AY5 AY6 AY8 AY11 AY12 AY13 AF1 AF2 AF3 AF
4
AF5
F 33.78 35.33 37.62 34.41 31.19 34.34 35.27 35.04 35.68 36.64 36.58 36.30 36.17 34.52 36.92
N
a
0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.03 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
A
l
0.01 0.02 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.01 0.00 0.01 0.00 0.00 0.01 0.00 0.02
S
i
0.00 0.01 0.08 0.03 0.00 0.00 0.06 0.05 0.06 0.04 0.00 0.04 0.02 0.00 0.02
L
a
12.92 10.42 6.02 11.38 12.05 14.68 9.24 10.35 10.51 10.86 17.38 8.96 12.47 12.24 12.70
Ce 42.90 43.50 37.94 42.87 41.95 45.10 41.87 39.79 36.37 41.01 41.35 40.73 44.56 44.29 42.24
S
m
1.04 1.33 2.96 1.20 1.07 0.67 1.42 2.40 3.06 1.68 0.57 1.40 1.00 0.76 1.23
N
d
7.86 10.36 17.93 10.52 6.22 6.61 13.25 13.82 15.50 11.72 5.30 13.19 9.07 7.98 10.38
Yb 0.02 0.01 0.00 0.07 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00
Eu 0.38 0.62 0.80 0.51 0.42 0.43 0.60 0.65 0.71 0.60 0.33 0.76 0.52 0.51 0.57
G
d
0.25 0.45 0.67 0.38 0.55 0.43 0.32 0.50 0.60 0.50 0.35 0.37 0.30 0.38 0.41
D
y
0.20 0.31 0.20 0.11 4.13 0.28 0.14 0.11 0.33 0.17 0.35 0.18 0.29 0.31 0.17
Er 0.04 0.00 0.00 0.00 1.77 0.02 0.00 0.00 0.00 0.00 0.06 0.00 0.00 0.00 0.01
C
a
0.03 0.11 0.04 0.03 0.03 0.11 0.02 0.03 0.07 0.12 0.08 0.08 0.06 0.07 0.05
Y 0.27 0.33 0.42 0.19 0.34 0.49 0.15 0.27 0.38 0.35 0.48 0.22 0.36 0.30 0.27
Total 99.84 103.12 104.87 101.80 102.03 103.42 102.50 103.13 103.58 103.87 103.11 102.44 105.13 101.67 105.15
F 3.77 3.84 4.12 3.76 3.39 3.65 3.86 3.79 3.88 4.00 4.04 4.04 3.86 3.79 3.98
N
a
0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
S
i
0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
L
a
0.20 0.15 0.09 0.17 0.18 0.21 0.14 0.15 0.16 0.16 0.26 0.14 0.18 0.18 0.19
Ce 0.65 0.64 0.56 0.64 0.62 0.65 0.62 0.58 0.54 0.61 0.62 0.62 0.65 0.66 0.62
S
m
0.01 0.02 0.04 0.02 0.01 0.01 0.02 0.03 0.04 0.02 0.01 0.02 0.01 0.01 0.02
N
d
0.12 0.15 0.26 0.15 0.09 0.09 0.20 0.20 0.23 0.17 0.08 0.20 0.13 0.12 0.15
Yb 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
Eu 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.00 0.01 0.01 0.01 0.01
G
d
0.00 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.00 0.01 0.01 0.01 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01
D
y
0.00 0.00 0.00 0.00 0.05 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
Er 0.00 0.00 0.00 0.00 0.02 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
C
a
0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
Y 0.01 0.01 0.01 0.00 0.01 0.01 0.00 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01
Cátion
s
1.00 1.00 0.99 1.00 1.00 1.00 0.99 0.99 1.00 1.00 0.98 1.00 0.99 1.00 1.01
Carga + 2.99 2.98 2.96 2.99 2.99 2.98 2.96 2.96 2.99 2.98 2.94 2.99 2.96 2.99 3.02
Carga T -0.78 -0.86 -1.16 -0.77 -0.4 -0.67 -0.9 -0.83 -0.89 -1.02 -1.1 -1.05 -0.9 -0.8 -0.96
Fórmula estrutural calculada para a fase exsolvida na base em 1 cátion.
Fórmula estrutura
l
Resultado das análises de fluocerita (peso %) por microssonda eletrônica
AF7 AF2
0
AF22 AF2
4
AF25 AF26 AF27 AF28 AF31
38.08 36.29 36.26 39.22 36.84 32.43 36.95 33.63 36.50
0.00 0.02 0.00 0.00 0.00 0.39 0.00 0.00 0.00
0.00 0.00 0.00 0.00 0.02 0.00 0.01 0.01 0.00
0.01 0.01 0.01 0.07 0.00 0.07 0.00 0.05 0.03
11.91 10.89 10.38 8.37 14.09 6.47 12.76 8.35 11.90
44.43 43.57 42.39 39.40 43.60 38.42 43.58 41.84 38.31
0.94 1.06 1.30 1.82 0.88 1.67 0.95 1.42 2.67
8.87 9.48 10.57 15.44 7.65 13.26 8.64 13.13 12.81
0.01 0.02 0.00 0.00 0.00 0.04 0.01 0.05 0.00
0.56 0.48 0.56 0.75 0.47 0.68 0.53 0.72 0.60
0.29 0.38 0.33 0.43 0.46 0.39 0.38 0.42 0.60
0.23 0.23 0.17 0.14 0.19 0.25 0.24 0.30 0.28
0.00 0.00 0.00 0.00 0.02 0.04 0.00 0.00 0.00
0.05 0.04 0.10 0.11 0.11 1.81 0.15 0.12 0.04
0.27 0.27 0.29 0.27 0.41 1.55 0.29 0.24 0.31
105.87 102.98 102.54 106.17 104.89 97.68 104.73 100.56 104.33
4.14 4.01 4.03 4.30 3.97 3.30 4.01 3.70 3.97
0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.03 0.00 0.00 0.00
0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
0.18 0.16 0.16 0.13 0.21 0.09 0.19 0.13 0.18
0.66 0.65 0.64 0.59 0.64 0.53 0.64 0.62 0.57
0.01 0.01 0.02 0.03 0.01 0.02 0.01 0.02 0.04
0.13 0.14 0.16 0.23 0.11 0.18 0.13 0.19 0.19
0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01
0.00 0.01 0.00 0.01 0.01 0.00 0.00 0.01 0.01
0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
0.00 0.00 0.01 0.01 0.01 0.09 0.01 0.01 0.00
0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.03 0.01 0.01 0.01
1.00 0.99 1.01 1.03 1.01 0.98 1.00 1.00 1.01
2.99 2.96 3.01 3.07 3.01 2.78 2.98 2.98 3.02
-1.15 -1.05 -1.02 -1.23 -0.96 -0.52 -1.03 -0.72 -0.95
Fórmula estrutural calculada para a fase exsolvida na base em 1 cátion.
Fórmula estrutura
l
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