CARACTERIZAÇÃO MINERALÓGICA E GEOQUÍMICA DO … · 2019-08-23 · Figura 5.03–...

UNIVERSIDADE FEDERAL DE OURO PRETO

ESCOLA DE MINAS

DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA

PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM EVOLUÇÃO CRUSTAL E RECURSOS NATURAIS

Área de Concentração: Tectônica, Petrogênese e Recursos Minerais

CARACTERIZAÇÃO MINERALÓGICA E GEOQUÍMICA DO PEGMATITO DA MINA DE VOLTA GRANDE, PROVINCIA

PEGMATÍTICA DE SÃO JOÃO DEL REI, NAZARENO, MINAS GERAIS.

Caymon de Siqueira Assumpção

Ouro Preto - 2015

Contribuições às Ciências da Terra

i

CARACTERIZAÇÃO MINERALÓGICA E GEOQUÍMICA

DO PEGMATITO DA MINA DE VOLTA GRANDE,

PROVINCIA PEGMATÍTICA DE SÃO JOÃO DEL REI,

NAZARENO, MINAS GERAIS.

iii

FUNDAÇÃO UNIVERSIDADE FEDERAL DE OURO PRETO

Reitor

Prof. Marcone Jamilson Freitas Souza

Vice-Reitor

Profª. Célia Maria Fernandes Nunes

Pró-Reitor de Pesquisa e Pós-Graduação

Prof. Valdei Lopes de Araújo

ESCOLA DE MINAS

Diretor

Prof. Issamu Endo

Vice-Diretor

Prof. José Geraldo Arantes de Azevedo Brito

DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA

Chefe

Prof. Antonio Luciano Gandini

v

CONTRIBUIÇÃO ÀS CIÊNCIAS DA TERRA - VOL.74

DISSERTAÇÃO DE MESTRADO

N° 330

CARACTERIZAÇÃO MINERALÓGICA E GEOQUÍMICA DO

PEGMATITO DA MINA DE VOLTA GRANDE, PROVINCIA

PEGMATÍTICA DE SÃO JOÃO DEL REI, NAZARENO, MINAS

GERAIS.

Caymon de Siqueira Assumpção

Orientador

Ricardo Augusto Scholz Cipriano

Dissertação apresentada ao Programa de Pós-Graduação em Evolução Crustal e Recursos

Naturais do Departamento de Geologia da Escola de Minas da Universidade Federal de Ouro

Preto como requisito parcial à obtenção do Título de Mestre em Ciências Naturais, Área de

Concentração: Tectônica, Petrogênese e Recursos Minerais

OURO PRETO

2015

vii

Dedico aos meus filhos Hugo José e João Augusto...

Que a vontade de aprender seja eterna...

ix

Agradecimentos Agradeço aos meus pais, Messias e Mona pelo apoio incondicional e amor que sempre tiveram

comigo. A minha irmã Caren pelo carinho e amizade.

A minha esposa Cristiane pelo amor, orientações e ajuda em todos os momentos.

Aos meus filhos Hugo José e João Augusto por me inspirarem.

Ao Professor Ricardo Augusto Scholz Cipriano pela orientação.

À AMG Mineração pela oportunidade.

Aos professores e funcionários do departamento de Geologia, da escola de Minas de Ouro

Preto.

À Universidade Federal de Ouro Preto, pela nova oportunidade e apoio.

xi

Sumário AGRADECIMENTOS ......................................................................................................... IX

LISTA DE FIGURAS ........................................................................................................XIII

LISTA DE TABELAS ..................................................................................................... XVII

LISTA DE QUADROS ...................................................................................................... XIX

RESUMO ........................................................................................................................... XXI

ABSTRACT .................................................................................................................... XXIII

CAPÍTULO 1 – INTRODUÇÃO .................................................................................................. 1

1.1 – Introdução .................................................................................................................. 1

1.2 – Objetivos .................................................................................................................... 2

1.3 – Localização e acesso a área ........................................................................................ 2

1.4 – Métodos de trabalho ................................................................................................... 3

1.4.1 – Estado da arte ................................................................................................ 3

1.4.2 – Trabalhos de campo ...................................................................................... 3

1.4.3 – Análise mineralógica e petrográfica ............................................................. 4

1.4.4 – Análise química ............................................................................................ 4

1.4.5 – Nomenclatura adotada .................................................................................. 5

CAPÍTULO 2 – CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL ......................................................... 7

2.1 – Introdução .................................................................................................................. 7

2.2 – Cráton São Francisco ................................................................................................. 7

2.3 – Cinturão Mineiro ........................................................................................................ 8

2.4 – Ortognaisses e migmatitos ......................................................................................... 9

2.5 – Granito Bom Sucesso ............................................................................................... 11

2.6 – Maciço ultramáfico Morro Das Almas .................................................................... 11

2.7 – Sucessões Greenstone Belt....................................................................................... 11

2.7.1 – Greenstone belt Rio das Mortes.................................................................. 12

2.7.2 – Greenstone belt Nazareno ........................................................................... 12

2.7.3 – Greenstone belt Dores de Campos .............................................................. 13

2.8 – Supergrupo Minas .................................................................................................... 13

2.8.1 – Grupo Caraça .............................................................................................. 13

2.8.2 – Grupo Itabira ............................................................................................... 14

2.8.3 – Grupo Piracicaba ........................................................................................ 14

2.8.4 – Grupo Sabará .............................................................................................. 14

2.9 – Plutons félsicos e máficos paleoproterozoicos ......................................................... 14

2.10 – Sequências supracrustais São João del Rei, Carandaí e Andrelândia .................... 15

2.10.1 – Bacia São João del Rei ............................................................................. 16

2.10.2 – Bacia Carandaí .......................................................................................... 16

xii

2.10.3 – Bacia Andrelândia .................................................................................... 16

CAPÍTULO 3 – GEOLOGIA DA MINA VOLTA GRANDE ................................................... 17

3.1 – Introdução ................................................................................................................ 17

3.2 – Encaixante ................................................................................................................ 17

3.2.1 – Rocha Anfibolítica ...................................................................................... 20

3.3 – Pegmatito ................................................................................................................. 22

CAPÍTULO 4 – CARACTERIZAÇÃO DO PEGMATITO ....................................................... 25

4.1 – Zoneamento Pegmatítico.......................................................................................... 25

4.1.1 – Zona da Parede (ZPAR) .............................................................................. 25

4.1.2 – Zona da Borda ou Biotitito (ZBIO) ............................................................ 28

4.1.3 – Zona do Albitito (ZALB) ............................................................................ 30

4.1.4 – Zona do K-Feldspato (ZBKF)..................................................................... 31

4.1.5 – Zona do Pegmatito Granular (ZPGR) ......................................................... 32

4.1.6 – Zona do Espodumênio (ZESP) ................................................................... 34

CAPÍTULO 5 – MINERALOGIA E GEOQUÍMICA ................................................................ 37

5.1 – Introdução ................................................................................................................ 37

5.2 – Minerais de lítio ....................................................................................................... 40

5.3 – Minerais de tântalo ................................................................................................... 47

5.4 – Minerais de estanho ................................................................................................. 49

5.5 – Outros minerais ........................................................................................................ 51

5.6 – Distribuição geoquímica .......................................................................................... 52

CAPITULO 6 – EVOLUÇÃO DO PEGMATITO ..................................................................... 57

6.1 – Evolução dos minerais Coltan.................................................................................. 57

CAPITULO 7 – ASPECTOS GENÉTICOS ............................................................................... 63

7.1 – Aspectos genéticos ................................................................................................... 63

7.1.1 – Emplacement............................................................................................... 66

7.1.2 – Cristalização do Pegmatito ......................................................................... 69

CAPITULO 8 – CONCLUSÕES ................................................................................................ 75

REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ................................................................................. 77

APÊNDICES ......................................................................................................................... 83

FICHA DE APROVAÇÃO ................................................................................................... 87

xiii

Lista de Figuras Figura 1.01 – Localização da Mina de Volta Grande (AMG Mineração) e principais vias de

acesso. ..................................................................................................................................... 3

Figura 2.01 – Localização da área estudada no contexto da Província São Francisco. (Modificado de Vasques 2009). ............................................................................................. 8

Figura 2.02 – Arranjo geológico para a porção sul do Cráton São Francisco e definição do Cinturão Mineiro com a localização da região da Mina de Volta Grande. .......................... 10

Figura 3.01 – Distribuição de ocorrências pegmatíticas no contexto da Província Pegmatítica de São João del Rei. Modificado de Ávila (Não publicado). . ................................................... 18

Figura 3.02 – Fotografia com visada para SE onde se observa: (1) Rocha Anfibolítica com foliação verticalizada; (2) Pegmatito; (3) Rocha alterada constituída de quartzo-biotita xistos grafitosos e gonditos grafitosos. ............................................................................................ 19

Figura 3.03 – Fotografia com visada para SW que mostra o contato entre a rocha anfibolítica encaixante e o pegmatito, notar a foliação verticalizada com presença de vênulas/veios de quartzo feldspaticas. ............................................................................................................. 19

Figura 3.04 – Fotomicrografia da amostra VG-020. Rocha anfibolítica do greenstone belt Rio das Mortes. Detalhe da foliação Sn definida pela disposição dos agregados recristalizados de anfibólio associado-entremeados aos granoblastos de plagioclásio e quartzo. Luz transmitida, nicóis cruzados, objetiva de 5x, ocular de 10x. ................................................ 21

Figura 3.05 – Fotomicrografia da amostra VG-020. Rocha anfibolítica do greenstone belt Rio das Mortes. Cristais de pirrotita (1) localmente associados à calcopirita (2) e com chamas de pentlandita (3). Luz refletida, nicóis paralelos, objetiva de 50x, ocular de 10x. .................. 21

Figura 3.06 – Mapa litoestrutural que mostra a localização dos diversos corpos pegmatíticos no contexto da Mina de Volta Grande. ..................................................................................... 22

Figura 4.01 – Perfil esquemático para o Zoneamento Pegmatítico da Mina de Volta Grande. 26

Figura 4.02 – a) Anfibolito da Zona da Parede com presença de holmquistita fibrosa. b) Fotomicrografia da amostra VG-020. Rocha anfibolítica do greenstone belt Rio das Mortes – Zona da Parede. ................................................................................................................. 27

Figura 4.03 – a) Bolsão de Albita envolto por mica, Zona do Albitito. b) Fotomicrografia da amostra VG-010, aspecto textural da rocha com agregados decussados de plagioclásio + quartzo (QZ) associados aos cristais desenvolvidos de mica branca. .................................. 30

Figura 4.04 – Microclina decimétrica na zona do BKF. ............................................................ 32

Figura 4.05 – a) Zona do Pegmatito Granular com pequenos cristais de espodumênio. b) Fotomicrografia da amostra VG-001, aspecto textural da rocha com agregados decussados de plagioclásio associados aos cristais de clinopiroxênio. Verificar que parte da mica branca se forma a partir de clinopiroxênio. Luz transmitida, nicóis cruzados, objetiva de 2,5x, ocular de 10x. c) Fotomicrografia da amostra VG-001, aspecto textural da rocha com agregados decussados de plagioclásio associados aos grãos de quartzo (QZ) e à mica branca. Luz transmitida, nicóis cruzados, objetiva de 2,5x, ocular de 10x. d) Fotomicrografia da amostra VG-001, aspecto textural da rocha com cristal desenvolvido de provável cassiterita associado a granada. Luz refletida, nicóis paralelos, objetiva de 50x, ocular de 10x. ....................................................................................................................... 33

Figura 4.06 - a) Zona do Espodumênio exibindo cristais decimétricos deste piroxênio. b) Fotomicrografia da amostra VG-007, aspecto textural da rocha com agregados decussados de plagioclásio associados aos cristais de clinopiroxênio e mica branca. Verificar que parte da mica branca se forma a partir de clinopiroxênio. Notar simplectitos (←) nos cristais de clinopiroxênio Luz transmitida, nicóis cruzados, objetiva de 5x, ocular

xiv

de 10x. c) Fotomicrografia da amostra VG-007, aspecto textural da rocha com ristal de cassiterita (1) associado a granada. Luz refletida, nicóis paralelos, objetiva de 50x, ocular de 10x. d) Fotomicrografia da amostra VG-007, aspecto textural da rocha com agregados decussados de plagioclásio associados aos cristais de mica branca. Verificar cristal desenvolvido de apatita (1). Luz transmitida, nicóis semi-cruzados, objetiva de 2,5x, ocular de 10x. ................................................................................................................................... 34

Figura 5.01 – Imagem de elétrons retroespalhados e sua imagem gerada após análises via espectrômetro de dispersão de energia e calculados pelo software MLA. Os minerais identificados são representados por diferentes cores e estão dispostos na legenda. . ........... 39

Figura 5.02 – Fotomicrografias mostrando: A) cristal de espodumênio liberado sem intercrescimento associado; B) partículas de espodumênio (fase clara) intercrescido com a ganga, provavelmente quartzo (fase escura). ........................................................................ 41

Figura 5.03 – Eletromicrografia (a): Imagem de elétrons secundários mostrando grãos de espodumênio (esp) e muscovita (mus). Eletromicrografia (b): mesma foto, porem imagem de elétrons retroespalhados, mostrando inclusões finíssimas de provável polucita (pol). ... 42

Figura 5.04 – Espectrograma de provável polucita inclusa em espodumênio. ......................... 42

Figura 5.05 – Imagem de elétrons retroespalhados de amostra de concentrado de minerais de lítio da Mina de Volta Grande. A) Spd=espodumênio, Musc=muscovita, Plth=polilitionita, CsAlSiO= silicato de CsAl. B) tri=trilitionita, ab=albita, plag=plagioclásio e musc=muscovita. ................................................................................................................. 43

Figura 5.06 – Imagem de elétrons retroespalhados mostrando detalhe das formas placóides das micas e prismático alongados da holmquistita (A). Imagem de elétrons secundários. ........ 45

Figura 5.07 – Imagem de elétrons retroespalhados mostrando forma placóide da zinwaldita, 2 – Forma prismática da holmquistita, 3 – Forma irregular de fragmento de rocha e 4 – Forma irregular do quartzo com inclusão de tantalita (5). ............................................................... 46

Figura 5.08 – Imagem de elétrons retroespalhados (BSE) mostrando composição de tantalita-(Mn) no ponto a intercrescido com albita. ........................................................................... 47

Figura 5.09 – Imagem de elétrons retroespalhados (BSE) mostrando composição de columbita-(Mn). .................................................................................................................................... 48

Figura 5.10 – Imagem de elétrons retroespalhados (BSE) mostrando intercrescimento de albita e k-feldspato com pequenas inclusões de microlita (provável fluorcalciomicrolita) no ponto a. ........................................................................................................................................... 48

Figura 5.11 – Imagem de elétrons retroespalhados (BSE) mostrando partícula de minerail do grupo da microlita. ............................................................................................................... 49

Figura 5.12 – Imagens de elétrons retroespalhados (BSE) mostrando: A) Imagem de elétrons retroespalhados (BSE) mostrando intercrescimento entre cassiterita (Ponto a) com wodginita (Pontos b1 e b2) e partículas de cassiterita nos Pontos c e d. B) partículas de cassiterita (Ponto a) intercrescida com manganotantalita ou manganotapiolita (Pontos b e c). C) partículas de cassiterita (Pontos a1 e a2) com pequenos intercrescimentos de wodginita ou ixiolita (Ponto b1) e microlita (Ponto b2). A particular c representa cassiterita rica em tântalo. Partículas de manganotantalita ou manganotapiolita estão representadas pelos Pontos d, e, f. ......................................................................................................................... 50

Figura 5.13 – Imagem de elétrons retroespalhados (BSE) mostrando intercrescimento de torita (ThSiO4) (Ponto a), fluorapatita (Ponto b), stokesita (SnCaSi3O9 2H2O) (Ponto d), pirita, silicato (Ponto c) e quartzo. .................................................................................................. 51

Figura 5.14 – Diagrama do tipo radar que mostra a variação de teor (ppm) em relação as zonas descritas para o pegmatito de Volta Grande para: a) teores de tântalo, b) teores de nióbio, c) teores de estanho e d) teores de lítio. .................................................................................... 53

xv

Figura 5.15 – Diagrama do tipo radar que mostra a variação de teor (%) em relação as zonas descritas para o pegmatito de Volta Grande para: e) teores de sódio, f) teores de potássio, g) teores de cálcio, h) teores de ferro, i) teores de magnésio e j) teores de manganês. ............. 55

Figura 6.01 – Imagem de eletrons retroespalhados da seção SAE-037-2 e o escaneamento representativo para os elementos Sn, Ta, Nb, Ca e Ti. Minerais do grupo da microlita, cassiterita e minerais de Ti também estão presentes na seção. ............................................ 58

Figura 6.02 – Imagem de eletrons retroespalhados de grãos de Coltan do pegmatito de Volta Grande. A: Zoneamento do tipo oscilatório irregular e desigual em grão de Coltan. B: Zoneamento do tipo oscilatório irregular e desigual em grão de Coltan, provavelmente este grão é parte de um grão maior com zoneamento do tipo progressivo oscilatório. C: Grãos de Coltan heterogêneos com grãos de minerais do grupo da microlita (pontos c, d, e, g, h, i). 59

Figura 6.03 – Composições de pares de grãos de Coltan do pegmatito de Volta Grande plotado em termos de Mn/(Mn+Fe) e Ta/(Ta+Nb). O gap de imiscibilidade entre os minerais com estrutura de columbita e tapiolita não está representado. ..................................................... 61

Figura 6.04 – Composições de Coltan do pegmatito de Volta Grande plotado em termos de Mn/(Mn+Fe) e Ta/(Ta+Nb). O gap de imiscibilidade entre os minerais com estrutura de columbita e tapiolita não está representado. ........................................................................ 61

Figura 7.01 – Figura idealizada para geração dos principais tipos de pegmatitos. A distância os pegmatitos e a sua fonte granítica é da ordem de quilômetros ou, no máximo, uma dezena de quilômetros. (modificado de Linnen et al. 2012). ................................................................ 64

Figura 7.02 – Figura esquemática da evolução do Cinturão Mineiro, ilustrando a formação do arco Magmático Ritápolis (modificado de Ávila et al. 2010). ............................................. 65

Figura 7.03 – Diagrama que ilustra a relação de precipitação, fluido e os gradientes de temperatura ao longo do espaço sendo preenchido com o pegmatito. As setas pretas indicam a direção e velocidade relativa do fluido. O comprimento das setas sem preenchimento indicam a relativa intensidade do gradiente de temperatura. A.1) Esta região de topo exibe textura característica de cristalização rápida, por exemplo a do típico gráfica. A.2) Aplitos são comuns nesta região de base. B) Cristalização de cristais grandes, por exemplo o espodumênio.(Modificado de Quirke & Kremers 1943). .................................................... 66

Figura 7.04 – Painel que mostra: A) Textura aplítica no contato de base entre o pegmatito e anfibolito; B) e C) Textura intercristalina de crescimento rápido do tipo “estrela de albita” em duas amostras próximo ao contato de topo com o anfibolito. ........................................ 67

Figura 7.05 – Relações das fases saturadas em quartzo em aluminosilicatos ricos em Li. (Modificado de Linnen et al. 2012). .................................................................................... 68

Figura 7.06 – A) Fotomicrografia da amostra VG-005, zona do núcleo. Cristais de granada inclusos em quartzo. Luz transmitida, nicóis paralelos, objetiva de 10x, ocular de 10x. B) Fotomicrografia da amostra VG-014, zona de borda. Agregados decussados de plagioclásio associados a blasto de granada. Luz transmitida, nicóis semi- cruzados, objetiva de 5x, ocular de 10x. ....................................................................................................................... 69

Figura 7.07 – Imagem de elétrons retroespalhados (BSE) mostrando composição da partícula de mineral do grupo da microlita pertencente à primeira geração. ...................................... 70

Figura 7.08 – Fotomicrografia da amostra VG-010. Provável cristal de djalmaíta (DJ) associado ao zircão (ZR). Luz transmitida, nicóis paralelos, objetiva de 50x, ocular de 10x. ............. 71

Figura 7.09 – Diagrama tridimensional das relaçoes de atividade. O caminho hipotético A-B-C-D retrata a interação da microlita com o fluido. Abreviações: Ct = Calciotantita, Mic = microlita, Mnt = manganotantalita, Nt = natrotantita, Ryn = rinersonita, Tn = tantita, 1 = NaTaO3, 2 = Ca2Ta2O7. (Modificado de Lumpkin & Ewing 1992). .............................. 71

Figura 7.10 – Fotomicrografia da amostra VG-003. Vênula de quartzo (QZ) cortando a rocha

xvi

com cristais de plagioclásio sericitizados e argilizados (1) e agregados recristalizados de plagioclásio (2). Luz transmitida, nicóis cruzados, objetiva de 2,5x, ocular de 10x. ........... 74

xvii

Lista de Tabelas

Tabela 2.01 – Corpos plutônicos paleoproterozóicos do segmento Lavras-Conselheiro Lafaiete e resumo dos dados isotópicos disponíveis. .......................................................................... 15

Tabela 4.01 – Mineralogia com Percentagem em área, Zona da Parede. ................................... 28

Tabela 4.02 – Mineralogia com Percentagem em área, Zona da Borda (Biotitito). ................... 29

Tabela 4.03 – Mineralogia com Percentagem em área, Zona do Albitito .................................. 31

Tabela 4.04 – Mineralogia com Percentagem em área, Zona do Pegmatito Granular. .............. 34

Tabela 4.05 – Mineralogia com Percentagem em area, Zona do Espodumênio......................... 35

Tabela 5.01 – Assinatura geoquímica para o pegmatito da Mina de Volta Grande, a amostra analisada foi gerada a partir da blendagem de material de diferentes frentes de lavra e analisada por ICP. ................................................................................................................. 38

Tabela 5.02 – Referência mineral e constituintes químicos a partir de análise de microssonda e interpretação utilizando MLA para os minerais de lítio. ....................................................... 43

Tabela 5.03 – Composição da holmquistita, (Lagache & Quéméneur 1997). A mostra final foi calculada e corrigida pelos autores. ...................................................................................... 44

Tabela 5.04 – Composição Química da Zinnwaldita da Mina de Volta Grande. ....................... 46

Tabela 5.05 – Análises químicas médias para os elementos maiores e menores e as respectivas zonas do pegmatito de Volta Grande. ................................................................................... 52

Tabela 6.01 – Análises de microssonda das amostras de concentrado do pegmatito da Mina de Volta Grande.. ....................................................................................................................... 85

Tabela 7.01 – Reações minerais para o sistema Na-Ca-Mn-Ta-O-H. (Modificado de Lumpkin & Ewing 1992). ..................................................................................................................... 72

xix

Lista de Quadros Quadro 5.01 – Relação dos minerais presentes e quantitativo em porcentagem de sua área e

peso .. .................................................................................................................................... 40

xxi

Resumo A Mina de Volta Grande está localizada no município de Nazareno, porção sul do estado de

Minas Gerais. Os pegmatitos vêm sendo explorado a mais de cem anos na região e grande parte

dos direitos de exploração pertencem atualmente à AMG Mineração. A Mina de Volta Grande

explora atualmente três corpos principais, Corpo A, Corpo F e Corpo C. A existência de outros

corpos é conhecida e outros já encontram-se exauridos. O Corpo A é notadamente o principal e

tem garantido a produtividade da Mina de Volta Grande. Os pegmatitos da Mina de Volta

Grande fazem parte de uma série de ocorrências pegmatíticas na região das cidades de

Nazareno, São João Del Rei, Ritápolis e Rezende Costa. Estas ocorrências foram agrupadas e

surgiu a denominação de Província Pegmatítica de São João Del Rei. A província situa-se na

porção meridional do Cráton São Francisco, na complexa sequencia geológica denominada

Cinturão Mineiro. Os pegmatitos da Mina de Volta Grande são classificados como os do tipo

albita-espodumênio da família LCT (lítio-césio-tântalo). Possuem, em geral, forma tabular com

mergulhos suaves de até 27°. A rocha encaixante são anfibolitos paleoproterozóicos

pertencentes ao greenstone belt Rio das Mortes.

Com relação a variação textural e mineralógica, o pegmatito pode ser dividido em seis zonas

principais: Zona da Parede e Zona da Borda (Biotitito) nas bordas, Zona do Espodumênio, Zona

do Pegmatito Granular, Zona do Albitito e Zona do K-Feldspato do centro para a borda.

Mineralogicamente possui três grupos principais de minerais: minerais de lítio, minerais de

tântalo e minerais de estanho. Quimicamente o pegmatito é complexo com anomalias de tântalo,

nióbio, lítio, estanho e rubídio. A relação dos pegmatitos da Mina de Volta Grande com o

Granitóide Ritápolis, sendo que a idade de cristalização do granitóide é de 2.121 ±07 Ma.

Análise química de grãos de minerais do grupo Coltan (columbita-tantalita) indicou, através de

diagramas de fase Mn/(Mn+Fe) versus Ta/(Ta+Nb), que o pegmatito de Volta Grande apresenta

um fracionamento químico significativo. O enriquecimento no conteúdo de Mn e Ta que foi

evidenciado é esperado para pegmatitos bastante evoluídos.

xxiii

Abstract The Volta Grande Mine is located in the city of Nazareno, the southern portion of the Minas

Gerais state. The pegmatites have been exploited for the past hundred years in the region and

mine rights currently belong to AMG Mineração. The Volta Grande Mine current operate three

principal orebodies, Orebody A, Orebody F and Orebody C. Some ore bodies were described

but some was already totally exploited. The Orebody A is the principal Orebody and has

guaranteed the existence and production of the Volta Grande Mine. The pegmatites of the Volta

Grande Mine belongs of a series of pegmatite occurrences in the region of the cities of

Nazareno, São João Del Rei, Ritápolis and Rezende Costa. These occurrences were grouped and

the term of Sao Joao del Rei Pegmatite Province was established. The province is situated in

southern portion of the São Francisco Craton, inserted in the complex geological sequence of

Mineiro Belt. The pegmatites of the Volta Grande Mine is classified in albite-spodumene type,

LCT family (lithium-cesium-tantalum). Have generally tabular form with dips of up to 27 °. The

host rock are amphibolites with Paleoproterozoic age belonging to the greenstone belt Rio das

Mortes.

The pegmatites can be divided into six main zones: Wall Zone and Border Zone near the host

rock, Spodumene Zone, Grained Pegmatite Zone, Albitite Zone and BKF Zone of BKF in the

core. Mineralogically has three main mineral groups: Lithium Minerals, Tantalum Minerals and

Tin Minerals. Pegmatite is chemically complex showing enrichment in elements such tantalum,

niobium, lithium, rubidium and tin. The relationship between Volta Grande Pegmatites and

Ritápolis Granitoide is evident and the crystallization ages are buoyed in 2.121 ± 07 Ma.

Minerals from the Coltan group are found in all pegmatite zones. In this study Coltan was

analyzed and their composition plotted as compositional Mn/(Mn+Fe) versus Ta/(Ta+Nb)

diagram is discussed as a guide for pegmatite evolution. As expected the most evolved

pegmatites present Coltan grains with the highest content in Mn and Ta

Contribuição às Ciencias da Terra Série M, vol. 74, 86p

1

CAPÍTULO 1 INTRODUÇÃO

1.1 – INTRODUÇÃO

Os pegmatitos da região da Mina de Volta Grande, ou simplesmente pegmatitos de Volta Grande,

são compostos basicamente por albita, microclina, quartzo, muscovita, lepidolita e espodumênio,

tendo como minerais assessórios a cassiterita, tantalita, columbita, minerais do grupo da microlita,

fluorita, apatita, zinwaldita, holmquistita e berilo (Heinrich 1964, Lagache & Quéméneur 1997,

Quéméneur & Lagache 1994, Diniz-Pinto & Hofmeister 2004a, Pires & Porto Junior 1986, Pires &

Pires 1992, Pires & Cabral 1998, Pires et al. 2013).

O depósito da Mina de Volta Grande é comparado a classes pegmatíticas de outros lugares do

mundo, como Tanco (Canadá), Bikita (África), Greensbushes (Austrália) e Kings Mountain

(Austrália). Os direitos minerários do pegmatito de Volta Grande pertencem atualmente a AMG

Mineração, ligado ao grupo AMG Mining. A AMG Mining consiste em unidades de fundição e

produção de concentrado de antimônio na Turquia, de produção de trióxido de antimônio na França e

na produção de materiais para revestimento cerâmico e vidros, concentrado de tântalo e nióbio, no

Brasil.

A história do pegmatito de Volta Grande começou no final dos anos 40 e sendo que duas histórias

ilustram a descoberta. A primeira com garimpeiros enviando areia preta de pegmatitos da província de

São João del Rei para Frei Norberto de Beaufort que à classificou como composta de minerais pesados

e não magnéticos, cassiterita. A segunda com a abertura da estrada de ferro que margeava o Rio das

Mortes em 1942, expondo afloramentos de corpos pegmatíticos. Porem a primeira citação provem de

Coelho (1942) que relata a descoberta das mineralizações estano-tantalíferas na região.

Os minerais do grupo da série da columbita-tantalita, ou simplesmente minerais Coltan, são

importante fontes de tântalo e nióbio. Estes elementos possuem aplicação ampla na indústria

eletrônica, aeroespacial e em ligas metálicas. Sendo que o Brasil possui as maiores reservas de nióbio

do mundo e aproximadamente metade das reservas mundiais de tântalo.

Atualmente no Brasil existem poucos trabalhos sobre mineralogia e geoquímica de minerais de

Nb-Ta em pegmatitos. Os minerais Coltan encontrados nos pegmatitos fornecem informações

importantes para o seu estudo evolutivo. A aquisição de dados de composição química de grãos

permite a geração de trends geoquímicos e a consequente geração de diagramas de fase, ferramentas

indispensáveis para a interpretação, tanto do grau de fracionamento a que o fluido foi submetido,

quanto sua relação com a evolução composicional dos pegmatitos.

Assumpção C. S. 2015 – Caracterização Mineralógica e Geoquímica dos Pegmatitos da Mina de Volta Grande...

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1.2 – OBJETIVOS

O presente projeto pretende fornecer informações amplas e integradas sobre a ocorrência do

pegmatito na mina de Volta Grande, enfocando aspectos mineralógicos, geoquímicos, estruturais e

genéticos.

Para atingir o proposto acima o trabalho foi individualizado em:

i. Estado da Arte sobre o pegmatito da mina de Volta Grande;

ii. Estudo das principais feições de campo deste pegmatito;

iii. Caracterização mineralógica e petrográfica;

iv. Caracterização geoquímica;

v. Aspectos genéticos e evolução do pegmatito.

1.3 – LOCALIZAÇÃO E ACESSO A ÁREA

A Mina de Volta Grande localiza-se próximo à cidade de Nazareno, porção sul do Estado de

Minas Gerais (figura 1.01). Está inclusa na Carta Topográfica Nazareno (Folha SF-23-X-C-I-2)

pertencente ao arquivo Cartas Topográficas do Brasil – escala 1:50.000 e é limitada pelas coordenadas

geográficas: 21º05’00’’S a 21º07’30’’S de latitude e 44º34’00’’W a 44º37’30’’W de longitude.

O acesso à mina é feito pela Rodovia Fernão Dias (BR-381), que liga São Paulo a Belo Horizonte,

até a cidade de Lavras. A partir deste ponto segue-se pela BR-265, que liga as cidades de Lavras e

Barbacena, até a cidade de Nazareno. A partir deste ponto segue-se por mais 15 quilômetros em

estrada não pavimentada, LMG-841, até a AMG Mineração.


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Figura 1.01 – Localização geográfica da Mina de Volta Grande (AMG Mineração) e principais vias de acesso.

1.4 – MÉTODOS DE TRABALHO

As etapas deste trabalho foram desenvolvidas de formas sucessivas, permitindo interpretar

gradualmente os dados obtidos. Dentre as fases desenvolvidas podemos enumerar: 1) escritório,

2) campo/mina, 3) laboratórios e 4) interpretação.

1.4.1 – Estado da Arte

Existe uma quantidade bibliográfica ainda modesta sobre esta ocorrência pegmatítica na região,

principalmente relacionada à caracterização mineralógica e geoquímica. Uma revisão e compilação

dos dados públicos e internos foi realizada, proporcionando uma contextualização atualizada.

Também foi realizada uma reestruturação da literatura disponível, acervo de dados internos

(lâminas, amostras, furos de sondagem diamantada, análises química) além da descrição dos corpos

pegmatíticos da mina de Volta Grande nas frentes de lavra.

1.4.2 – Trabalhos de campo

A aquisição dos dados geológicos para este trabalho foi conduzida de forma a caracterizar a

estrutura do pegmatito, a paragênese mineralógica e, ainda, o comportamento geoquímico dos

elementos dentro das diferentes zonas pegmatíticas.


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Os trabalhos de campo foram desenvolvidos em duas etapas distintas. Na primeira etapa foi

realizado um mapeamento geológico-estrutural de detalhe na área operacional da mina, focando na

estruturação do pegmatito e sua encaixante. Na segunda etapa ocorreu a descrição detalhada de 151

furos de sondagem diamantada.

Nesta etapa procedeu-se ocorreu a descrição litológica, identificação de estruturas primárias,

confecção de perfis geológicos, documentação fotográfica e coleta de amostras.

1.4.3 – Análise Mineralógica e Petrográfica

A caracterização mineralógica foi divida em três etapas. A primeira iniciou-se com a aquisição de

dados de campo, principalmente em frente de lavra disponível na mina. A segunda etapa envolveu a

descrição de 151 furos de sondagem diamantada. Após a etapa de descrição foram coletadas amostras

representativas e as mesmas foram analisadas para os elementos maiores e menores. Um modelo de

zoneamento pegmatítico foi proposto a partir da descrição detalhada de 28 furos de sondagem

diamantada.

Foram relacionadas então as zonas do pegmatito com os resultados analíticos obtidos. A

visualização dos dados foi possível utilizando uma série de gráficos do tipo radar. A terceira e ultima

etapa ocorreu com a confecção e descrição de lâminas delgadas e polidas.

As amostras representativas coletadas durante as campanhas de campo foram analisadas ao

microscópio ótico, com o objetivo de classificar e reconhecer os níveis mineralógicos dentro da

estrutura do pegmatito e ainda, identificação de texturas presentes. Também foi utilizado um

imageamento por elétrons retroespalhados (Backscattered eléctron), Microscópio Eletrônico de

Varredura – JEOL com EDS integrado e análises de microssonda e utilização de Microscópio

Eletrônico de Varredura – FEGSEM, Fabricante FEI Modelo, Quanta FEG 650 – MLA.

1.4.4 – Análise Química

A caraterização geoquímica foi viabilizada após a proposição do zoneamento pegmatítico. As

análises de química foram realizadas em diversos centros de pesquisa e laboratórios, tais como o

Hazen Research Inc (EUA), SGS Geosol (Brasil), Centro de Microscopia da Universidade Federal de

Minas Gerais e da Universidade Federal de Ouro Preto e laboratório químico da AMG Mineração.

As análises foram realizadas no laboratório da SGS Geosol (Brasil), Acme Lab (Canadá) e

laboratório interno da AMG Mineração. Os elementos maiores foram determinados por fluorescência

de raios-X, utilizando pastilhas fundidas, preparadas com tetraborato de lítio. Os elementos maiores

são SiO2, Al2O3, FeO, CaO, MgO, TiO2, P2O5, Na2O, K2O, MnO.


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Para os elementos tântalo, estanho, lítio e nióbio o procedimento utilizado foi a leitura por ICP-

OES/MS com fusão de peróxido de sódio. Para que não ocorresse precipitação de tântalo e nióbio, foi

adicionado 1% de ácido fluorídrico. Para algumas amostras foram analisados também os elementos

terras raras. Ao todo foram analisadas 1.912 amostras, oriundas principalmente de testemunhos de

sondagem diamantada.

Todos os lotes de amostras foram submetidos a exigentes controles da qualidade e garantia da

qualidade (QAQC). Neste processo foram utilizadas amostras padrão (STD RXREF1, AMIS-140),

brancas e duplicatas, com o propósito de checar a preparação destas amostras e também a precisão do

laboratório.

1.4.5 – Nomenclatura Adotada

Para especificar a granulação das rochas os critérios adotados foram os estabelecidos pela

International Union of Geological Sciences (IUGS) para rochas ígneas, a saber: granulação muito fina

(<1,0 mm), fina (0,1 a 1,0 mm), média (1,0 a 5,0 mm) e grossa (>5,0 mm).

Para descrição de texturas e microestruturas de rochas identificadas em afloramentos e em lminas

delgadas, foram utilizados os termos sugeridos por Passchier & Trouw (1996).


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CAPÍTULO 2 CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL


O trabalho geológico pioneiro na região foi realizado por Bastos & Erichesen (1927), onde os

autores agruparam as rochas do embasamento que ocorrem entre Barroso, Tiradentes, São João del Rei

e Itumirim em um conjunto unificado denominado de “Gnaisses, mica xistos e granitos”.

Posteriormente, ao descrever a geologia da região de São João del Rei, Erichesen (1929)

modificou a designação para “Complexo Cristalino”. Neste trabalho foi apresentado um mapa

geológico em escala 1:100.000 descrevendo o referido complexo e os quartzitos da Serra do Lenheiro.

Na década de 50, Barbosa (1954) reuniu as rochas gnáissicas e migmatíticas que ocorrem na área

típica da Serra da Mantiqueira na “Série Mantiqueira”. Esta série diferia das rochas da “Série

Barbacena”, composta por uma associação de rochas do tipo xistos verdes e calcários.

2.2 – CRÁTON SÃO FRANCISCO

A área da mina de Volta Grande situa-se na borda meridional da província São Francisco. Esta

região é composta de um núcleo de idade arqueana bordejada pelo Cinturão Mineiro (Gomes et al.

2010). O cráton do São Francisco definido por Almeida (1977) e se estende desde a porção litorânea

do estado da Bahia, ao norte, até o centro-sul do estado de Minas Gerais. Faixas móveis brasilianas

circundam o referido cráton (figura 2.01) e sua consolidação consolidado se deu ao final do Arqueano,

sendo afetado pelos eventos tectonotermais Rio das Velhas, Transamazônico e Brasiliano (Teixeira

1985, Carneiro et al. 2004).

Segundo Pires et al. (1990), o embasamento deste cráton é constituído por diversos tipos de

gnaisses e migmatitos, granodioritos, granulitos e charnockitos, granitos e sequencia tipo greenstone

belt cortados por quartzodioritos e granitos.

Rochas com idades entre 3,0 e 2,4 Ga de natureza granito-gnáissica ocorrem geralmente

migmatizadas, com fácies metamórfica variando de anfibolito a granulito, (Teixeira 1985, Carneiro

1992, Noce 1995, Teixeira et al. 1998, Goulart et al. 2013).

As rochas vulcano-sedimentares do tipo greenstone belt foram descritas por diversos autores.

Schorscher (1978) descreve a ocorrência de komatiitos na sequência greenstone belt da “Série Rio das

Velhas”, Pires (1978) e Pires et al. (1990) descrevem a distribuição do greenstone belt Barbacena e

Teixeira (1992) caracterizou o greenstone belt “Itumirim-Nazareno”.


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Figura 2.01 – Localização da área estudada no contexto da Província São Francisco. (modificado de Vasques 2009).

2.3 – CINTURÃO MINEIRO

O Cinturão Mineiro (figura 2.02) foi definido primeiramente por Teixeira (1985) e corresponde a

uma faixa de rochas de idade arqueana a paleoproterozóica. Geograficamente pode ser observado ao

longo de aproximadamente 300 km de extensão com direção NE-SW, desde a cidade de Conselheiro

Lafaiete, ao norte, até a cidade de Lavras, ao sul (Gomes et al. 2010).

A evolução do Cinturão Mineiro é relacionada a um arco magmático de característica ensiálica

(Teixeira 1985, Teixeira & Figueiredo 1991). São admitidos estágios múltiplos envolvendo

retrabalhamento crustal de antigos núcleos crustais e ainda geração de crosta continental juvenil (Ávila

2000, Goulart et al. 2013).

Diversos autores têm proposto um quadro evolutivo para o Cinturão Mineiro. Noce et al. (2000)

divide a evolução em três estágios distintos e sucessivos. O primeiro estaria relacionado a margem

continental passiva, o segundo a uma margem convergente do tipo andina e o terceiro relacionado a

uma colisão continental.

O inicio ocorre em margem continental passiva com deposição de sedimentos relacionáveis ao

Supergrupo Minas (Alkmin & Noce 2006), seguido da ruptura da litosfera oceânica com geração de

arcos magmáticos finalizando com a colagem destes arcos (Avila et al. 2010).


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Quéméneur et al. (1994) subdividiram o plutonismo associado ao Cinturão Mineiro em duas suítes

(uma tonalítica e uma granítica), podendo ambas serem enquadradas como cálcio-alcalinas. A suíte

tonalítica é composta por dioritos, tonalitos e trondhjemitos, enquanto a suíte granítica é representada

por granitos, adamelitos e granodioritos.

Noce et al. (2000) define o arco plutônico como de natureza cálcio-alcalino, e ainda divide os

plútons granitoides em dois grupos. O primeiro composto essencialmente por granitos peraluminosos

de idade arqueana (3,07-2,62 Ga) e o segundo, composto de tonalitos (trondhjemitos) e granodioritos

de caráter metaluminoso e de idade paleoproterozoica (2,43-2,27 Ga).

2.4 – ORTOGNAISSES E MIGMATITOS

O Grupo Mantiqueira representa as rochas mais antigas da região, sendo composto por biotita-

hornblenda, gnaisses migmatíticos, tonalíticos-granodioríticos e faixas ou corpos irregulares de

granulitos (Pires et al. 1990).

Estas rochas afloram principalmente na região da cidade de Barbacena – MG (Noce et al. 1987).

Ocorrências descontinuas destes gnaisses foram descritos próximo à cidade de São João del Rei (Ávila

2000).

A oeste da área afloram rochas classificadas como biotita-hornblenda-gnaisse ou biotita-gnaisse de

composição granodiorítica a granítica (Carneiro et al. 2006), pertencentes ao Complexo Campo Belo.

Nas folhas Nepomuceno e Alfenas é denominado de Complexo Campos Gerais e Complexo Lavras.

Quéméner et al. (2003) integraram os dados geológicos da Folha Lavras 1:100.000 para o Projeto

Sul de Minas – Etapa I, convênio COMIG-UFMG-UFRJ-UERJ (2003). Os autores dividem o

embasamento arqueano-paleoproterozóico em dois blocos separados por uma zona de cisalhamento na

Serra de Bom Sucesso de direção NE-SW.

Bloco Oriental – constituído por gnaisses TTG (tonalito-trondhjemito-granodiorito) e granitoides.

Este bloco foi considerado como metamorfizado em fácies anfibolito alto.

Bloco Ocidental – constituído por gnaisses TTG (tonalito-trondhjemito-granodiorito) enderbíticos

(Complexo Campo Belo/Lavras). Neste bloco o metamorfismo foi de fácies granulito.


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Figura 2.02 – Arranjo geológico para a porção sul do Cráton São Francisco e definição do Cinturão Mineiro com a localização da região da Mina de Volta Grande. I – Terrenos arqueanos. II – Greenstone belt Rio das Velhas. III – Greenstone belts arqueanos/paleoproterozóicos: (A) Rio das Mortes, (B) Nazareno e (C) Dores de Campos. IV – Granitóides. V – Supergrupo Minas. VI – Plútons paleoproterozóicos félsicos e máficos. VII – Sequencias Supracrustais: São João del Rei, Carandaí e Andrelândia. VIII – Estruturas tectônicas principais. IX – Tentativa de limite do Cinturão Mineiro. Plútons: 1 – Quartzo-monzodiorito Glória; 2 – Diorito Brumado; 3 – Diorito Rio Grande; 4 – Gabro Rio Grande; 5 – Gabro São Sebastião da Vitória; 6 – Quartzo-diorito Brito; 7 – Gabro Vitoriano Veloso; 8 – Diorito Ibitutinga; 9 – Tonalito/trondhjemito Cassiterita; 10 – Trondhjemito Tabuões; 11 – Granitóide Ritápolis; 12 – Granodiorito Brumado de Baixo; 13 – Granodiorito Brumado de Cima; 14 – Granitóide Tiradentes; 15 – Granito Nazareno; 16 – Granito e ortognaisse Itumirim; 17 – Tonalito Congonhas; 18 – Granito Campolide; 19 – Complexo Ressaquinha; 20 – Granito gnaisse Fé; 21 – Tonalito Alto Maranhão. QF – Quadrilátero Ferrífero. BSIJL – Lineamento Bom Sucesso-Ibituruna-Jeceaba. LSZ – Zona de Cisalhamento Lenheiro. (modificado de Ávila et al. 2010).


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2.5 – GRANITO BOM SUCESSO

O Granito Bom Sucesso aflora próxima a cidade homônima. Possui uma geometria elipsoidal de

orientação N40E e área de aproximadamente 20 quilômetros quadrados (Quéméneur 1987). Trata-se

de uma rocha mesocrática, cinza azulada, com orientação mineral incipiente de direção EW.

Mineralogicamente é constituída de: 30 a 35% feldspato potássico, 20 a 25% plagioclásio, 25 a 30%

quartzo e 4 a 6% de biotita verde.

A composição química desse meta-granito sugere um magma de fonte mantélica, com uma

tendência alcalina, classificado como cálcio-alcalino potássico. A idade de intrusão do meta-granito

Bom Sucesso é dada por uma isócrona de Rb-Sr de 2.708 Ma (Quéméneur et al. 2003).

2.6 – MACIÇO ULTRAMÁFICO MORRO DAS ALMAS

O maciço ultramáfico Morro das Almas está localizado na borda oeste da Serra de Bom Sucesso e

se caracteriza por uma estrutura lenticular seccionada pelas Serras de Bom Sucesso e Ibituruna. No

Vale do Rio das Mortes ele possui uma largura máxima de 3,5 km. Esse complexo forma uma faixa

delgada, em torno de 500 m, estendendo-se por mais de 8 km de comprimento paralelamente ao flanco

oeste da Serra de Bom Sucesso, compreendendo um conjunto de três morros: Morro das Almas, Morro

Paraíso e Morro Santa Helena, os quais se destacam no relevo da região (Barbosa, 1998).

2.7 – SUCESSÕES GREENSTONE BELT

Pires (1978) interpretou o conjunto de xistos verdes que ocorrem desde a cidade de Lavras até

Conselheiro Lafaiete como uma sequencia greenstone belt e nomeou a mesma como Greenstone Belt

Barbacena. Posteriormente Pires et al. (1990) propuseram três subdivisões intergradacionais: uma

unidade basal, composta de rochas metaultramáficas do tipo serpeninitos, esteatitos, saponitos, talco

xistos, clorita xistos, anfibolito xistos e xistos magnesianos; uma unidade intermediária composta de

anfibolitos, hornblenditos, epidositos e actinolita-tremolita-xistos e uma unidade superior composta de

formação magnesífera carbonatada ou silicatada (queluzitos e gonditos) e xistos grafitosos.

Atualmente a região é constituída por pelo menos três sequencias greenstone belt, (Ávila 2000,

Ávila et al. 2010), a saber:


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2.7.1 – Greenstone belt Rio das Mortes

Vasques (2009) realizou um mapeamento geológico na área dos municípios de Cassiterita, São

Tiago e Ritápolis e identificou a ocorrência deste greenstone belt. Relações de campo e estudos

petrográficos permitiram dividir o mesmo em três tipos litológicos distintos. i) Anfibolitos

equigranulares variando de muito finos a médios; ii) Anfibolitos inequigranulares porfiroblásticos

granadíferos; iii) Anfibolitos inequigranulares porfiríticos. Duas paragêneses minerais indicaram a

ocorrência de dois eventos metamórficos, o primeiro na fácies anfibolito inferior a médio e o segundo

na fácies xisto verde. A geoquímica destas rochas indicam protólito correspondente a

basaltos/andesitos subalcalinos de filiação toleítica com enriquecimento em ferro, do tipo MORB

(Middle Ocean Ridge Basalt).

Diversos autores nomearam a ocorrência deste greenstone belt, Ávila (2000) de Sucessão

Greenstone Belt I e Toledo (2002) de Faixa Rio das Mortes.

Para o ultimo autor, que propôs uma evolução geológica das rochas máficas e ultramáficas na

região de Nazareno, predominam rochas metamáficas de filiação toleítica (metabasalto e anfibolito)

com intercalações de rochas metassedimentares.

Ávila et al. (2012) realizaram datação em rochas anfibolíticas por LA-ICPMS e apresentaram

idades de cristalização de 2.231 ± 5 Ma e 2.202 ± 11 Ma, interpretando que a idade do greenstone é

paleoproterozóica. Corroborado pelo fato de que o gnaisse granítico Fé (2.191 ± 9 Ma) e o granitóide

Ritápolis (2.121 ± 7 Ma) ocorrem encaixados nos anfibolitos e metassedimentares pertencentes ao

greenstone belt Rio das Mortes.

2.7.2 – Greenstone belt Nazareno

Esta unidade localiza-se ao sul da Zona de Cisalhamento do Lenheiro. Denominações como Faixa

Itumirim-Nazareno (Ribeiro et al. 1995), Sucessão Greenstone Belt II (Ávila 2000) são atribuídos a

este greenstone belt.

Toledo (2002) definiu a sequencia como Faixa Nazareno, composta predominantemente de rochas

metaultramáfica, representadas por metakomatiito (com textura spinifex preservada), clorita-Ca-

anfibólio xisto, talco-clorita xistos e serpentinito, com intercalações de anfibolitos e níveis de gonditos

e filitos.

A idade de 2.267 ± 14 Ma e 2.223 ± 4 Ma (Ávila et al. 2012) são atribuídas a duas amostras do

greenstone, ainda, a ocorrência intrusiva do gabro São Sebastião da Vitória (2.220 ± 3 Ma) no

Greenstone belt Nazareno, indica a idade paleoproterozóica para o mesmo (Valença et al. 2000).


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2.7.3 – Greenstone belt Dores de Campos

Este greenstone belt ocorre a nordeste da cidade de São João del Rei. É composto principalmente

por anfibolitos de filiação toleítica, com presença de rochas metaultramáficas, filitos, gonditos e

quartzitos (Ávila et al. 2010).

As datações U-Pb indicaram idade de 2.255 ± 51 Ma (Ávila et al. 2012) e a ocorrência do diorito

intrusivo Dores de Campo e granito Gentio, 2,19 Ga (Ávila et al. 2006c) e 2,12 Ga (Ávila et al.

2007b) respectivamente, fornecem idade mínima, paleoproterozóica, para a sequência de rochas

metavulcânica – metassedimentar.

2.8 – SUPERGRUPO MINAS

O Supergrupo Minas em sua área característica, o Quadrilátero Ferrífero, é constituído, em grande

parte, por sedimentos plataformais depositados na paleobacia Minas que podem totalizar mais de

4.000 metros de espessura, (Dorr 1969). As rochas foram metamorfisadas na fácies xisto-verde até

anfibolito (Herz 1970). As características deposicionais das rochas sedimentares e distribuição de

fáceis indicam que a paleobacia iniciou a deposição de sedimentos em um rift continental evoluindo

para uma margem passiva. Sua evolução iniciou entre 2,58 Ga, idade dos grãos de zircão detríticos em

quartzitos da base da Formação Moeda (Hartman et al. 2006), e evolui até 2,42 Ga, idade das rochas

carbonáticas do Formação Gandarela, (Babinski et al. 1995).

O Supergrupo Minas é composto por sedimentos, relacionados a quatro unidades principais

(Baltazar et al. 2005): Grupo Caraça, Grupo Itabira, Grupo Piracicaba e Grupo Sabará.

Os sedimentos do Supergrupo Minas afloram na Serra de Bom Sucesso em uma faixa contínua de

direção SW-NE conforme figura 2.02. Segundo Neri (2012) a sequência possui empilhamento

estratigráfico normal e é dividida em três unidades da base para o topo: sedimento carbonático Lagoa

da Prata, Formação Ferrífera Bandada Bom Sucesso e xisto Tabuãozinho. Dados de U-Pb de zircão

detrítico, de amostras da Unidade Lagoa da Prata indicam idade máxima de deposição de 2.603 ± 7,3

Ma, o que correlaciona essa unidade com a base do Supergrupo Minas, o Grupo Caraça

2.8.1 – Grupo Caraça

O Grupo Caraça (Dorr et al. 1957, in Dorr 1969) é constituído basicamente por uma sequência

clástica localizada na parte inferior do Supergrupo Minas. O contato com as rochas do Supergrupo Rio

das Velhas é caracterizado por uma discordância angular e erosiva, sendo o contato superior com o

Grupo Itabira concordante.


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É subdividido nas Formações Moeda e Batatal. i) a formação Moeda é caracterizada por

metaconglomerados, filitos e quartzitos (Wallace 1958). ii) Formação Batatal é composta por filitos

sericíticos, filitos grafitosos e carbonosos e lentes de metachert. Essas duas unidades representam

deposição em ambiente de transição, deltáico a plataformal. (Maxwell 1958, in Dorr 1969).

2.8.2 – Grupo Itabira

O Grupo Itabira possui origem vulcano-química e foi subdividido em duas formações da base para

o topo: Caué e Gandarela. A Formação Caué é composta quase que em sua totalidade por itabiritos, já

a Formação Gandarela é constituída por dolomitos, formações ferríferas, margas, filitos dolomíticos e

filitos. Datações em grãos de zircão detriticos sugerem idade de deposição para os Itabiritos da

Formação Caué entre 2,52-2,42 Ga, e 2,42 para os dolomitos da Formação Gandarela (Babinski et al.

1991 e 1995).

2.8.3 – Grupo Piracicaba

O Grupo Piracicaba (Dorr et al. 1957, in Dorr 1969) é composto de uma sequência clástica com

sedimentos químicos, subdividida em quatro formações da base para o topo: Cercadindo, Fecho do

Funil, Taboões e Barreiro. A idade de deposição deste Grupo é pouco conhecida, inserindo-se entre a

deposição da Formação Gandarela e o Grupo Sabará,

2.8.4 – Grupo Sabará

A Grupo Sabará é a unidade mais jovem do Supergrupo Minas, consiste de um pacote de 3.000 m

a 3.500 m de espessura composto por rochas clásticas localmente intercaladas com sedimentos

químicos e rochas vulcânicas. Predominam xistos, metagrauvacas, subgrauvacas, filitos, metarenitos,

metatufos e subordinadamente metaconglomerados, metadiamictitos e formação ferrífera (Almeida

2004).

2.9 – PLUTONS FÉLSICOS E MÁFICOS PALEOPROTEROZOICOS

Nos 300 quilômetros existentes entre as cidades de Lavras e Conselheiro Lafaiete – Minas Gerais

foram descritos diversos corpos plutônicos félsicos e máficos. Segundo Ávila et al. (2004), estes

corpos estão relacionados à evolução paleoproterozóica do Cinturão Mineiro.

Destaca-se um corpo batolítico de composição granítica, que recebeu diferentes denominações:

Granito Ritápolis (Quéméneur & Baraud 1983), Granito Santa Rita (Pires & Porto Jr. 1986), Maciço

de Ritápolis (Quéméneur & Garcia 1993) e Granitóide Ritápolis (Ávila 2000).

O Granitóide Ritápolis é um batólito cálcio-alcalino, peraluminoso, que foi dividido em diferentes

subtipos faciológicos, onde predominam termos equigranulares (fino, médio e grosso), que gradam

para porfiríticos com fenocristais de feldspato de até 4cm.


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Para Ávila et al. (2010) a existência de arcos magmáticos gerados a partir da ruptura de uma

litosfera oceânica originou algum destes corpos plutônicos, a exemplo da Suíte magmática Serrinha.

Esta suíte é composta por três corpos principais: Quartzo-Diorito Brito e os Granodioritos Brumado de

Cima e Brumado de Baixo. A tabela abaixo sumariza o acervo de dados isotópicos para os corpos

plutônicos presentes na região.

Tabela 2.01 – Corpos plutônicos paleoproterozóicos do segmento Lavras-Conselheiro Lafaiete e resumo dos dados isotópicos disponíveis.

Corpo Plutônico Idade (Ma) Método Autor

Gabro São Sebastião da Vitória 2.220 ± 3 U/Pb (zircão) Valença et al. (2000)

Granodiorito Brumado de Baixo 2.218 ± 4 207Pb/206Pb Ávila (2000)

Quartzo Diorito Brito 2.198 ± 6 207Pb/206Pb Ávila (2000)

Granitóide Tiradentes 2.197 ± 4 U/Pb (zircão) Valença et al. (2000)

Granófiro São Jão Del Rei 2.192 ± 4 207Pb/206Pb Ávila (2000)

Granodiorito Brumado de Cima 2.227 ± 22 U/Pb (SHRIMP) Ávila et al. (2010)

Trondbjemito Alto Maranhão 2.130 ± 02 U/Pb (zircão) Noce (1995)

Trondbjemito Cassiterita 2.160 ± 10 207Pb/206Pb Ávila et al. (1998)

Diorito Brumado 2.128 ± 04 207Pb/206Pb Ávila et al. (1998)

Granitóide Ritápolis 2.121 ± 07 207Pb/206Pb Ávila et al. (1998)

Tonalito Ritápolis 2.122 ± 06 207Pb/206Pb Ávila et al. (1998)

Granitóide Itutinga 2.202 ± 05 207Pb/206Pb Noce et al. (2000)

Ortognaisse Itumirim 2.170 ± 04

2.101 ± 08

207Pb/206Pb 207Pb/206Pb Cherman & Valença (2005)

Ortognaisse Macuco de Minas 2.200 ± 04

2.116 ± 09

207Pb/206Pb 207Pb/206Pb Cherman & Valença (2005)

Ortognaisse Nazareno 2.255 ± 06 207Pb/206Pb Cherman & Valença (2005)

Quartzo Monzodiorito Glória 2.188 ± 29 SHRIMP U/Pb Ávila et al. (2006b)

2.10 – SEQUÊNCIAS SUPRACRUSTAIS SÃO JOÃO DEL REI, CARANDAÍ E

ANDRELÂNDIA

Na borda meridional do Cráton São Francisco foram descritas e interpretadas três bacias

deposicionais relacionadas ao proterozóico, com evoluções distintas e contatos discordantes com o

embasamento (Ribeiro et al. 1995).

Ribeiro et al. (2003a) sugere o abandono do termo bacia proterozóica em detrimento aos termos

“megasequência e sequencias deposicionais”, devido ao fato de que cada evento sedimentar conter

interrupções no seu registro, hoje representadas por discordâncias intraformacionais, e também pela

dificuldade de se definir os limites das bacias proterozóicas.


16

Dentro destas megasequencias existem quatro sequencias deposicionais, em ordem estratigráfica:

Tiradentes, Lenheiro, Carandaí e Andrelândia, segundo reconhecimento de Ribeiro (1997).

As sequencias metassedimentares que compõem as bacias foram afetadas por dois episódios

tectonotermais relacionados ao Evento Brasiliano.

2.10.1 – Bacia São João del Rei

Os sedimentos desta bacia afloram na região da cidade homônima, observado principalmente na

Serra do Lenheiro. Possui evolução intracontinental, gerada por episódio de extensão e sedimentação

no período entre 1,531 e 1,54 Ga (Ribeiro et al. 2013).

Os sedimentos da base desta bacia, principalmente quartzitos, são representados pelo ciclo

deposicional Tiradentes. O topo é representado pelo ciclo Lenheiro, com quartzitos e alguma

contribuição de conglomerados.

2.10.2 – Bacia Carandaí

A evolução desta bacia é relacionada a uma depressão ou meio graben, onde grãos de zircão mais

jovens marcadores da fase extensional são datados em 1,37 Ga (Ribeiro et al. 2013). Caracteriza-se

pela presença de três associações de litofácies: i) pelitos, margas e diamictitos; ii) calcários, margas e

pelitos carbonáticos; iii) pelitos com intercalações de quartzitos finos (Ribeiro et al. 1995).

2.10.3 – Bacia Andrelândia

A deposição sedimentar desta bacia teve inicio há aproximadamente 1,14 Ga, idade do zircão mais

jovem (Ribeiro et al. 2013). É exemplo de deposição em região de margem passiva, resultado de um

soerguimento que rotacionou o embasamento de norte para sudoeste. É composta por seis associações

de litofácies: i) paragnaisses basais; ii) quartzitos e paragnaisses intercalados; iii) quartzitos; iv) xistos

cinzentos com escassas intercalações de quartzitos; v) biotita-xisto/gnaisse; vi) associação de xistos,

gnaisses, anfibolitos e rochas calciossilicatadas (Ribeiro et al. 1995).


17

CAPÍTULO 3 GEOLOGIA DA MINA DE VOLTA GRANDE


A Província Pegmatítica de São João Del Rei situada no sul do Estado de Minas Gerais, está

distribuída ao longo dos municípios de Nazareno, Conceição da Barra de Minas, Ritápolis e Rezende

Costa. Esta importante província tem contribuído expressivamente na produção de cassiterita, tantalita

e feldspato no cenário nacional e internacional.

A região onde afloram os corpos pegmatíticos (figura 3.01) recebeu ao longo dos anos diversas

denominações: Região Estanífera de São João del Rei (Guimarães & Guedes 1944), Província

Estanífera do Rio das Mortes (Rolff 1947), Província Estanho-litinífera do Rio das Mortes (Rolff

1952), Distrito Pegmatítico de São João del Rei (Heinrich 1964) e Província Pegmatítica de São João

del Rei (Francesconi 1972, Quéméneur 1987b).

Os pegmatitos abundantes em toda a Província Pegmatítica de São João Del Rei, são encontrados

quase sempre caulinizados (Heinrich 1964) e raramente ocorrem zonados. São controlados pela

foliação principal de orientação ENE, que definem o trend regional das faixas greenstones (Pires &

Porto Jr. 1986). Segundo Pires & Pires (1992) existem aproximadamente 250 corpos pegmatíticos

distribuídos nos 1.400 km² de área total da província, sendo 70 km de comprimento e 20 km de

largura, abrangendo desde a cidade de Nazareno até Resende Costa (Pereira et al. 2003).

Estes pegmatitos ocorrem de forma e tamanhos variados, sendo que os maiores localizam-se na

parte ocidental da área encaixados em anfibolitos, com mergulhos que variam de 15º a 90° (Heinrich

1964, Pires & Porto Jr.1986).

3.2 – ENCAIXANTE

Pires et al. (1990) designaram de greenstone belt Barbacena a sucessão de rochas meta-vulcano-

sedimentares que ocorrem na região entre Lavras e Conselheiro Lafaiete. Posteriormente, Ávila et al.

(2004 e 2006c), propuseram a subdivisão deste greenstone em três grandes faixas: Dores de Campos,

Nazareno e Rio das Mortes. Os corpos pegmatíticos ocorrem encaixados discordantemente em rochas

anfibolíticas (figuras 3.02 e 3.03) do greenstone belt Rio das Mortes.


18

Figura 3.01 – Distribuição de ocorrências pegmatíticas no contexto da Província Pegmatítica de São João del Rei. Modificado de Ávila (não publicado).

Para Vasques (2009) o greenstone belt Rio das Mortes é caracterizado pela presença predominante

de rochas anfibolíticas e metassedimentares e a quase completa ausência de rochas vulcânicas

metaultramáficas. Esta unidade vulcânica máfica (basaltos de afinidade toleítica) quando

metamorfisada geraria os anfibolitos, enquanto os representantes da unidade sedimentar (pelitos e

arenitos) teriam sido transformados em filitos, gonditos e raros quartzitos.

Segundo Toledo (2002) a Faixa Rio das Mortes ou greenstone belt Rio das Mortes apresenta-se

limitada, a norte e a sul, por corpos plutônicos intrusivos e seus contatos são irregulares, marcados por

injeções lit par lit e pela presença de xenólitos de rochas da sucessão vulcano-sedimentar nos corpos

intrusivos. Na porção leste da faixa predominam rochas metamáficas de filiação toleítica (metabasaltos

e anfibolitos) com intercalações de rochas metassedimentares, que gradativamente passam a

predominar na porção oeste da faixa.


19

Figura 3.02 – Fotografia com visada para SE onde se observa: (1) Rocha Anfibolítica com foliação verticalizada; (2) Pegmatito; (3) Rocha alterada constituída de quartzo-biotita xistos grafitosos e gonditos grafitosos.

Figura 3.03 – Fotografia com visada para SW que mostra o contato entre a rocha anfibolítica encaixante e o pegmatito, notar a foliação verticalizada com presença de vênulas/veios de quartzo-feldspáticas.


20

3.2.1 – Rocha Anfibolítica

Quéméneur et al. (2003) postulam que as rochas anfibolíticas possuem composição toleítica do

tipo MORB e ainda apresentam intercalações de rochas metassedimentares (quartzo-biotita xistos

grafitosos, quartzitos micáceos e gonditos a espessartita grafitosos) e pequenos corpos ultramáficos

lenticulares. Estes anfibolitos são constituídos por hornblenda ou actinolita (40-60%), labradorita (30-

50%), quartzo (10-15%) e, em proporção menor, biotita, titanita, apatita, magnetita e ilmenita.

A partir dos trabalhos de campo, Vasques (2009) divide as rochas anfibolíticas em três grupos

texturais - granulométricos distintos:

1 – Inequigranular porfirítica, de distribuição muito restrita e caracterizada pela presença de

fenocristais de piroxênio pseudo transformados para hornblenda e plagioclásio;

2 – Equigranular, que varia de fina e média, onde se observou que os grãos de plagioclásio e

hornblenda apresentam o mesmo tamanho;

3 – Inequigranular porfiroblástica, caracterizado pela presença de porfiroblastos de granada.

O anfibolito na Mina de Volta Grande apresenta coloração cinza esverdeado a verde muito escuro,

granulação muito fina (0,06 mm à 0,9 mm) e foliação subvertical a vertical fortemente presente, com

atitude predominante N60-70E.

Microscopicamente (figura 3.04) é rocha com textura nematoblástica e granoblástica, homogênea

e de granulação variando de muito fina a média (dimensão dos cristais de ≤0,01 mm até 2,40 mm).

Caracteriza-se por apresentar uma foliação Sn dobrada e transposta, definida pela disposição dos

agregados recristalizados de anfibólio associado (entremeados) aos granoblastos de plagioclásio e

quartzo. Uma foliação C discreta corta obliquamente a foliação Sn e é definida pela orientação dos

agregados recristalizados de anfibólio.

O plagioclásio ocorre em cristais anédricos a subédricos maclados ou não segundo albita e

Carlsbad e normalmente estão saussuritizados. O anfibólio verde (provável série hornblenda-edenita)

altera-se muito localmente para clorita, biotita castanho-avermelhada e goethita.

Pontuações de apatita estão dispersas pela rocha. Minerais opacos constituem cristais/blastos

euédricos até anédricos, disseminados pela rocha e orientados segundo o plano da foliação. Estão

representados por óxidos e sulfetos, isolados ou associados entre si.

Ilmenita é constituinte majoritário dos óxidos e aparece em cristais preservados, localmente

tabulares e às vezes bordejados por epidoto. A pirrotita é o sulfeto principal. Localmente associa-se à

calcopirita e/ou contém chamas de pentlandita (figura 3.05).


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Figura 3.04 – Fotomicrografia da amostra VG-020. Rocha anfibolítica do greenstone belt Rio das Mortes. Detalhe da foliação Sn definida pela disposição dos agregados recristalizados de anfibólio associado-entremeados aos granoblastos de plagioclásio e quartzo. Luz transmitida, nicóis cruzados, objetiva de 5x, ocular de 10x.

Figura 3.05 – Fotomicrografia da amostra VG-020. Rocha anfibolítica do greenstone belt Rio das Mortes. Cristais de pirrotita (1) localmente associados à calcopirita (2) e com chamas de pentlandita (3). Luz refletida, nicóis paralelos, objetiva de 50x, ocular de 10x.


22

A rocha anfibolítica é cortada aleatoriamente por fissuras e por vênulas/lentes submilimétricas de

quartzo preferencialmente dispostas segundo o plano da foliação Sn. A rocha é classificada como

metagabro/metadiorito cisalhado.

3.3 – PEGMATITO

Na área da Mina de Volta Grande ocorrem diversos corpos pegmatíticos encaixados

discordantemente em anfibolito xistoso (figura 3.06), denominados de corpos A, B, C, E, F e M

(Quémeneur 1987, Pires & Pires 1992). O Corpo A é notadamente o principal, posicionado como

corpo tabular sub-horizontal alongado segundo direção EW, com mergulho médio de 27°, espessura

entre 18 e 25 metros e extensão de 1.000 metros.

Macroscopicamente, o Corpo A possui granulação grossa, cor branca a cinza claro e mineralogia

composta basicamente de quartzo, microclina, plagioclásio, espodumênio, zinnwaldita e,

subordinamente, pequenos cristais de cassiterita (são raros os cristais grandes), columbita-tantalita e

minerais do grupo da microlita.

Figura 3.06 – Mapa litoestrutural que mostra a localização dos diversos corpos pegmatíticos no contexto da Mina de Volta Grande.


23

Uma série de classificações tem sido proposta para os pegmatitos graníticos. De acordo com a

classificação de Černý (1991) os pegmatitos de Volta Grande são da Classe dos Elementos Raros, do

tipo Albita-espodumênio. Seguindo a classificação proposta por London (2008) o pegmatito está

adequadamente inserido na classe dos elementos raros, subtipo albita-espodumênio e família LCT

(lithium-cesium-tantalum). O ambiente metamórfico para este tipo de pegmatito é o de pressão baixa,

~2-4 kb, facies xisto verde superior a anfibolito e temperatura entre 650-500 °C.

A assinatura geoquímica média para o pegmatito do Corpo A da Mina de Volta Grande, indica

anomalias para os elementos menores Li, Rb, Be, Ta, Nb e Sn. O teor médio de Li2O é de 0,71 % e o

de Rb de 0,36 %. De acordo com Quéméner et al. (2003), a anomalia de Rb é refletida pelos teores de

Rb2O na microclina (2,4 e 3,5 %), na muscovita (2 e 4 %) e na lepidolita (3,5 e 6 %).

O berilo é o principal mineral portador de Be. Para os elementos Ta e Nb os minerais presentes

são os do grupo da microlita e do pirocloro, e os minerais da série columbita-tantalita, principalmente

tantalita-(Mn). A cassiterita é o principal mineral de Sn.

De acordo com observações de campo e da descrição de furos de sondagem será aqui proposto um

modelo de zoneamento pegmatítico, baseado nas descrições petrográficas, mineralógicas e químicas.


24


25

CAPÍTULO 4 CARACTERIZAÇÃO DO PEGMATITO

4.1 – ZONEAMENTO PEGMATÍTICO

London (2008) define pegmatito como uma rocha essencialmente ígnea, de composição granítica,

e que pode ser distinguida de outras rochas ígneas por apresentar granulação grossa, porém variável, e

ainda por apresentar hábitos texturais direcionais de crescimento, do tipo esquelética e/ou gráfica.

O pegmatito presente na Mina de Volta Grande apresenta uma distribuição sistemática e repetitiva

de seus minerais e texturas, formando zonas contínuas distribuídas de topo para base com leve

descontinuidade lateral. Para Nabelek et al. (2010) este zoneamento é inerente às características de

desequilíbrio.

Da borda para o centro observam-se as seguintes zonas (figura 4.01):

1. Zona da Parede

2. Zona da Borda (Biotitito)

3. Zona do Albitito

4. Zona do K-Feldspato

5. Zona do Pegmatito Granular

6. Zona do Espodumênio

4.1.1 – Zona da Parede (ZPAR)

Esta zona de coloração cinza esverdeado a verde escura é constituída essencialmente por um

anfibolito metassomatizado de granulação muito fina (0,06 mm à 0,9 mm). Trata-se de uma zona de

contato do anfibolito com pegmatito caracterizado pela presença de holmquistita (figura 4.02a).

Ao microscópio, esta zona está representada principalmente pela presença do anfibólio verde,

possivelmente hornblenda, e quartzo, secundariamente biotita, holmquistita, fluorita, granada, epidoto,

titanita e opacos (ilmenita).


26

Figura 4.01 – Perfil esquemático para o Zoneamento Pegmatítico da Mina de Volta Grande.

A hornblenda aparece com coloração verde amarelado na forma de cristais anédricos a subédricos,

quando nesta ultima forma, apresenta-se alongada e orientada. Em algumas seções foi possível

observar a presença de cristais perpendiculares à foliação principal (figura 4.02b). A granulação varia

entre 0,06 mm e 0,9 mm.

O quartzo apresenta-se em agregados de grãos de 0,06 mm a 0,22 mm, com forma

predominantemente anedral. Esses agregados ocorrem em faixas concordantes com a orientação das

hornblendas. A biotita ocorre na forma de cristais alongados e orientados conforme a hornblenda,

apresentando coloração marrom com pleocroísmo para amarelo claro, clivagem perfeita, extinção reta,

granulação em torno de 0,4 mm.

O epidoto ocorre incolor a amarelo muito claro, em cristais isolados ou em agragados anédricos,

muito subordinadamente ocorre em cristais euédricos. Apresenta relevo alto, superfície irregular,

granulação muito fina, de aproximadamente 0,01 a 0,05 mm.


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Figura 4.02 – a) Anfibolito da Zona da Parede com presença de holmquistita fibrosa. b) Fotomicrografia da amostra VG-020. Rocha anfibolítica do greenstone belt Rio das Mortes – Zona da Parede. Detalhe da foliação Sn definida pela disposição dos agregados recristalizados de anfibólio associado-entremeados aos granoblastos de plagioclásio e quartzo. Verificar cristais de anfibólio cortando a foliação Sn (interior circulo vermelho). Luz transmitida, nicóis cruzados, objetiva de 5x, ocular de 10x. c) Xisto anfibolítico do contato do pegmatito/anfibolito com presença de zinwaldita. d) Fotomicrografia da amostra VG-016, aspecto textural da rocha com agregados semi-decussados de anfibólio (1) + biotita (2) associados aos cristais de epidoto (3). Luz transmitida, nicóis cruzados, objetiva de 5x, ocular de 10x. e) Fotomicrografia da amostra VG-016, aspecto textural da rocha com cristais de arsenopirita (branco) associados à calcopirita. Luz refletida, nicóis paralelos, objetiva de 50x, ocular de 10x. f) Fotomicrografia da amostra VG-016, aspecto textural da rocha com cristais de ilmenita associados à titanita. Luz refletida, nicóis paralelos, objetiva de 50x, ocular de 10x.


28

A holmquistita é um anfibólio rico em lítio, sendo típico da zona de parede. Está relacionado com

o metassomatismo de fluidos ricos em Li e K com aporte de sílica, formando paragênese zinnwaldita-

holmquistita-epidoto-titanita-granada e, secundariamente, fluorita e apatita, denotando significativas

transformações.

As reações hornblenda + Li +H2O = holmquistita + epidoto e a reação adicional que compreende

hornblenda + Li-K +HF + H2O = zinnwaldita + epidoto + fluorita, que ocorre juntamente com a reação

anterior dependendo da entrada de K e F, são conhecidas na literatura mundial (Shearer e Papike

1978).

Os opacos, principalmente ilmenita alinham-se quase ortogonalmente à foliação. Ocorre muitas

vezes bordejado por titanita, sendo que a última ocorre em cristais anédricos isolados. Ilmenita + Ca +

SiO2 = titanita acompanha a liberação de Ca para o fluido. Em raras exposições, a turmalina ocorre

juntamente com holmquistita e zinnwaldita, respondendo pelo aumento de B no fluido.

A tabela abaixo contém o resumo mineralógico da descrição microscópica das laminas delgadas

das rochas anfibolíticas pertencentes a Zona da Parede.

Tabela 4.01 – Mineralogia com Percentagem em área, Zona da Parede. Mineralogia com Percentagem em Área

anfibólio 55 carbonato raríssimo plagioclásio 15 apatita raro

quartzo 15 ilmenita 4% epidoto 4 rutilo raríssimo

mica branca/sericita <1% pirrotita 4% argilomineral raro pentlandita traço

biotita raro calcopirita 1% clorita 1% goethita raro

Onde: <1 % = >0,5 <0,99 %, traço = 0,2 a 0,5 %, raro = 0,05 % a <0,2 % e raríssimo <0,05 %

4.1.2 – Zona da Borda ou Biotitito (ZBIO)

É uma zona de pouca espessura composta basicamente de biotita (30 a 50 %) associada a aureola

metassomática. É comum a ocorrência de zinwaldita, quartzo, epidoto e fluorita (figura 4.02c).

Microscopicamente (figura 4.02d) a rocha exibe textura nematoblástica e lepidoblástica. A textura e a

composição original encontram-se obliteradas pelos processos de substituições mineralógicas intensas.

A rocha é homogênea de granulação que varia de muito fina a média (dimensão dos cristais de ≤0,01

mm até 3,50 mm).

Caracteriza-se por apresentar uma foliação Sn semi-decussada, definida pela disposição dos

agregados recristalizados de anfibólio e biotita associados aos cristais neoformados de epidoto. O

anfibólio verde (série hornblenda-edenita) encontra-se parcialmente substituído por biotita ± epidoto e

associa-se aos cristais de titanita.


29

A biotita apresenta-se com coloração marrom com forte pleocroísmo para amarelo claro,

birrefringência lilás, clivagem perfeita, granulação entre 0,3 e 1,5 mm. Alguns cristais apresentam

inclusões de quartzo e fluorita. Foi observado ainda a presença de inclusões de zircão na biotita.

O quartzo apresenta-se em cristais anédricos com granulação variando entre 0,2 e 0,8 mm. O

epidoto ocorre em cristais subédricos a anédricos, subordinadamente em cristais isolados euédricos.

Apresenta relevo alto, birrefringência azulada e granulação variando entre 0,1 a 0,4 mm.

Minerais opacos (figura 4.02e, 4.02f) constituem cristais euédricos a subédricos, disseminados

pela rocha e também como produto de exsoluções dos minerais máficos. Estão representados por

ilmenita e sulfetos isolados ou associados entre si. Os cristais de ilmenita muitas vezes ocorrem por

substituição nos núcleos de titanita. Calcopirita e pirrotita são muito raras e ocorrem dispersas na

trama.

Ocasionalmente verificam-se cristais de calcopirita associados à esfalerita. Esta última mostra

comumente inclusões finíssimas de calcopirita. Em uma porção da rocha verifica-se a presença de

cristais de arsenopirita associados à calcopirita. Alguns cristais de arsenopirita mostram inclusões

amareladas finíssimas, que podem ser de calcopirita e/ou de ouro.

Goethita microcristalina cresce ao longo dos planos de clivagem dos cristais de anfibólio.

A tabela abaixo contém o resumo mineralógico da descrição microscópica de lâminas delgadas

das rochas anfibolíticas pertencentes à Zona da Borda (Biotitito).

Tabela 4.02 – Mineralogia com Percentagem em área, Zona da Borda (Biotitito). Mineralogia com Percentagem em Área

anfibólio 52% arsenopirita raro biotita 30% pirrotita raríssimo epidoto 12% calcopirita raro titanita 3% esfalerita raríssimo zircão raro provável ouro raríssimo

ilmenita 2% goethita raríssimo rutilo raríssimo



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4.1.3 – Zona do Albitito (ZALB)

Esta zona é essencialmente composta por bolsões de albita-plagioclásio, denominada albitito.

Estes bolsões apresentam-se de forma circular e irregular, frequentemente envoltos por mica. A

coloração é branca ou levemente cinza, de granulação fina e textura aplítica, formando bolsões (figura

4.03a). Suas dimensões variam desde alguns centímetros (3 a 5 cm) a alguns metros (15 metros).

É composta quase que em sua totalidade por albita (70%), quartzo e muscovita. Os minerais traços

presentes são cassiterita (mais abundante), minerais do grupo columbita-tantalita e microclina. Ao

microscópio, o albitito exibe uma textura granular, de composição homogênea e granulação variando

de muito fina a média (dimensão dos cristais de ≤0,01 mm até 3,00 mm).

A zona do Albitito caracteriza-se por apresentar agregados de cristais decussados de plagioclásio

localmente associados aos intergranulares de quartzo, além de cristais bem desenvolvidos de mica

branca, sendo que cristais mais finos também ocupam os espaços intergranulares da rocha (figura

4.03b).

Figura 4.03 – a) Bolsão de Albita envolto por mica, Zona do Albitito. b) Fotomicrografia da amostra VG-010, aspecto textural da rocha com agregados decussados de plagioclásio + quartzo (QZ) associados aos cristais desenvolvidos de mica branca. Luz transmitida, nicóis cruzados, objetiva de 2,5x, ocular de 10x. c) Fotomicrografia da amostra VG-010, aspecto textural da rocha com cristais zonados de provável cassiterita. Luz refletida, nicóis paralelos, objetiva de 50x, ocular de 10x. d) Fotomicrografia da amostra VG-010, aspecto textural da rocha com provável cristal de djalmaíta (DJ), mineral do grupo da microlita, associado ao zircão (ZR). Luz transmitida, nicóis paralelos, objetiva de 50x, ocular de 10x.


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O plagioclásio aparece em cristais tabulares subédricos, maclados segundo as leis da albita e

Carlsbad. Os cristais são límpidos e mostram, por vezes, extinção ondulante. A granulação é muito

fina, de dimensões que variam de 0,20 a 0,40 mm, chegando por vezes a 1,0 mm.

O quartzo ocorre em cristais anédricos de diversos tamanhos, com bordos irregulares, alguns

chegando a 2,0 mm.

A muscovita e zinnwaldita, em palhetas anédricas, possuem coloração amarela à escura,

apresentando forte birrefringência (alaranjado, esverdeado a azulado), extinção paralela à clivagem,

com bordos irregulares dissolvidos, em decorrência do contato com a albita.

Localmente verificam-se cristais desenvolvidos de apatita dispersos pela trama. Cristais euédricos

de ilmenita em diversos estágios de alteração para rutilo, além de cristais de cassiterita estão dispersos

pela rocha (figura 4.03c). Estes últimos ocorrem isolados ou em agregados e às vezes zonados.

Ocasionalmente verificam-se cristais avermelhados e sugestivos de minerais do grupo da microlita

(Djalmaíta, figura 4.03d) associados aos finíssimos cristais de zircão ± mica branca ± goethita.

A tabela abaixo contém o resumo mineralógico da descrição microscópica das lâminas delgadas

das rochas pertencentes a Zona do Albitito.

Tabela 4.03 – Mineralogia com percentagem em área, Zona do Albitito.

Mineralogia com Percentagem em Área

plagioclásio 75% rutilo traço

quartzo 16% provável cassiterita <1%

mica branca/sericita 8% zircão raríssimo

apatita traço provável djalmaíta traço

ilmenita raro goethita raríssimo


4.1.4 – Zona do K-Feldspato (ZBKF)

Zona de ocorrência de bolsões ricos em K-feldspato de coloração cinza, composta principalmente

de microclina. Formada por grandes cristais de microclima com geminação tartan típica. É uma rocha

cinza claro de granulação média à grossa composta de cristais de espodumênio maiores que 1

centímetro, albita venular, quartzo, zinwaldita, muscovita e granada. Estes bolsões geralmente

possuem dimensões métricas. É comum traços de minerais do grupo da microlita, cassiterita e

columbita-tantalita. (figura 4.04).


32

Figura 4.04 – Microclina decimétrica na zona do BKF.

4.1.5 – Zona do Pegmatito Granular (ZPGR)

A zona do Pegmatito Granular é a zona de maior volume de todo o pegmatito. Nesta zona o

pegmatito se mostra aproxidamente equigranular com textura predominantemente granítica, composta

por quartzo, k-feldspato, espodumênio com mais de 2 centímetros, albita, zinwaldita, muscovita e

granada. É comum traços de minerais do grupo da microlita, cassiterita e columbita-tantalita. (figura

4.05a).

Ao microscópio (figura 4.05b, 4.05c), a rocha exibe textura granular homogênea com granulação

variando de muito fina até grossa (dimensão dos cristais de ≤0,01 mm até 10,00 mm). Caracteriza-se

por apresentar agregados de cristais decussados de plagioclásio e localmente clinopiroxênio associado

aos grãos de quartzo, além de cristais desenvolvidos de mica branca.

O plagioclásio ocorre em cristais tabulares subédricos maclados segundo as leis da albita/Carlsbad

e às vezes periclina. Os cristais estão normalmente límpidos. Maclas deformadas e extinção ondulante

são observadas. Alguns cristais estão discretamente zonados.


33

Figura 4.05 – a) Zona do Pegmatito Granular com pequenos cristais de espodumênio. b) Fotomicrografia da amostra VG-001, aspecto textural da rocha com agregados decussados de plagioclásio associados aos cristais de clinopiroxênio. Luz transmitida, nicóis cruzados, objetiva de 2,5x, ocular de 10x. c) Fotomicrografia da amostra VG-001, aspecto textural da rocha com agregados decussados de plagioclásio associados aos grãos de quartzo (QZ) e à mica branca. Luz transmitida, nicóis cruzados, objetiva de 2,5x, ocular de 10x. d) Fotomicrografia da amostra VG-001, aspecto textural da rocha com cristal desenvolvido de provável cassiterita associado a granada. Luz refletida, nicóis paralelos, objetiva de 50x, ocular de 10x.

Clinopiroxênio é o espodumênio e altera-se, de maneira incipiente, para mica branca, carbonato,

clorita e epidoto. Ocasionalmente forma simplectitos no contato com os cristais de plagioclásio.

Dispersos pela trama verificam-se cristais desenvolvidos de apatita, cristais de titanita e granada.

Os minerais opacos constituem cristais desenvolvidos, dispersos pela rocha e são representados

por grãos de provável cassiterita e ocorrem isolados ou associados a granada (figura 4.05d). Goethita

microcristalina cresce ao longo dos planos de clivagem do clinopiroxênio.


das rochas anfibolíticas pertencentes a Zona do Pegmatito Granular.


34

Tabela 4.04 – Mineralogia com Percentagem em área, Zona do Pegmatito Granular. Mineralogia com Percentagem em Área

plagioclásio 58% carbonato raro clinopiroxênio 6% titanita traço quartzo 20% provável granada traço mica branca/sericita 10% clorita raro apatita <1% provável cassiterita 4% argilomineral raríssimo goethita raríssimo epidoto 1%


4.1.6 – Zona do Espodumênio (ZESP)

Esta zona mostra uma textura pegmatítica gigante com cristais de espodumênio de até 1,0 metros

(Fig. 4.06b) em matriz de quartzo, k-feldspato, albita, zinwaldita, muscovita e granada. É comum

traços de minerais do grupo da microlita, cassiterita e columbita-tantalita.

Figura 4.06 – a) Zona do Espodumênio exibindo cristais decimétricos deste piroxênio. b) Fotomicrografia da amostra VG-007, aspecto textural da rocha com agregados decussados de plagioclásio associados aos cristais de clinopiroxênio e mica branca. Verificar que parte da mica branca se forma a partir de clinopiroxênio. Notar simplectitos (←) nos cristais de clinopiroxênio. Luz transmitida, nicóis cruzados, objetiva de 5x, ocular de 10x. c) Fotomicrografia da amostra VG-007, aspecto textural da rocha com cristal de cassiterita (1) associado a granada. Luz refletida, nicóis paralelos, objetiva de 50x, ocular de 10x. d) Fotomicrografia da amostra VG-007, aspecto textural da rocha com agregados decussados de plagioclásio associados aos cristais de mica branca. Verificar cristal desenvolvido de apatita (1). Luz transmitida, nicóis semi-cruzados, objetiva de 2,5x, ocular de 10x.


35

Esta zona ocorre preferencialmente no núcleo do corpo pegmatítico, porem são descritas

ocorrências desta zona próxima à zona de contato com o anfibolito, nas Zonas da Parede e Borda.

Microscopicamente (figura 4.06b,c,d) a rocha exibe ume textura granular ainda preservada sendo que

a trama apresenta feições de recristalização. A rocha é homogênea e de granulação variando de muito

fina até grossa (dimensão dos cristais de ≤0,01 mm até >1,00 cm).

Caracteriza-se por apresentar agregados de cristais decussados de tamanhos variados de

plagioclásio, clinopiroxênio e mica branca associados aos grãos de quartzo, além de cristais/blastos de

granada. Cristais bem desenvolvidos de apatita também estão dispersos pela trama.

O plagioclásio ocorre em cristais tabulares subédricos maclados segundo as leis da albita/Carlsbad

e às vezes periclina. Os cristais estão límpidos a incipientemente argilizados e sericitizados. Maclas

deformadas, extinção ondulante e recristalização são observadas.

O clinopiroxênio representado pelo espodumênio apresenta-se em grandes cristais de coloração

cinza bem claro, relevo alto, subédricos a euédricos, clivagem perfeita paralela ao eixo cristalográfico

“c”. Altera-se, de maneira incipiente, para mica branca, carbonato, clorita e epidoto e ocasionalmente

formam simplectitos com os cristais de plagioclásio (figura 4.06b). Alguns cristais estão deformados e

rompidos/quebrados.

O quartzo encontra-se sob a forma de grãos xenomórficos, de variadas dimensões, alguns

enfumaçados, com contornos irregulares e bordos de reação com a muscovita. É comum observar

extinção ondulante em alguns cristais.


das rochas anfibolíticas pertencentes à Zona do Espodumênio.

Tabela 4.05 – Mineralogia com Percentagem em area, Zona do Espodumênio. Mineralogia com Percentagem em Área

plagioclásio 30% granada 1% clinopiroxênio 45% clorita traço quartzo 10% cassiterita traço mica branca/sericita 10% rutilo raríssimo apatita 2% pirita raro epidoto 1% calcopirita raríssimo carbonato raríssimo goethita raríssimo

Onde: <1 % = >0,5 <0,99 %, traço = 0,2 a 0,5 %, raro = 0,05% a <0,2% e raríssimo <0,05%


36


37

CAPÍTULO 5 MINERALOGIA E GEOQUÍMICA


Os pegmatitos são reconhecidamente rochas portadoras de minerais e elementos químicos

relativamente pouco comuns na natureza. Neste capítulo serão abordadas as principais características

mineralógicas e a assinatura geoquímica dos principais minerais, independentemente de sua

economicidade. Para tal, será necessário categorizá-los em quatro grupos: minerais de lítio, minerais

de tântalo, minerais de estanho e outros minerais.

A assinatura química total para o pegmatito da Mina de Volta Grande pode ser observada na tabela

5.01, incluindo elementos maiores e traços. É nítida a presença de anomalias químicas, evidenciadas

pelas moderadas a altas concentrações de Ta, Be, Rb, Sn e Cs nos minerais presentes no pegmatito.

O estudo realizado para quantificar os minerais presentes no pegmatito foi baseado em

observações microscópicas e também na análise de minerais liberados (Automated Scaning Electron

Microscope Based Mineral Liberation Analysis) utilizando microscópio eletrônico de varredura

(FEGSEM) e espectrômetro de dispersão de energia (EDS SSD).

O resultado obtido foi satisfatório, porém para os minerais leves é preciso ter cautela ao analisar.

O espodumênio e as micas são exemplos da necessidade de interpretar corretamente os dados obtidos

para não gerar informações equivocadas. Neste caso, ajustes foram realizados para garantir a contagem

dos grãos e/ou partículas.

A figura 5.01 demonstra como o método funciona. Primeiramente a imagem é obtida a partir do

microscópio eletrônico de varredura, seguido pela análise química dos grãos e identificação dos

minerais. Após as duas fases iniciais o software relaciona os minerais à cores diferentes, tornando

possível contá-los.


38

Tabela 5.01 – Assinatura geoquímica para o pegmatito da Mina de Volta Grande, a amostra analisada foi gerada a partir da blendagem de material de diferentes frentes de lavra e analisada por ICP.

Elementos maiores (% em peso) Elementos Traços (ppm)

F 0,08 Sc <1 Mo <2 Tb 0,2

Nb2O5 0,006 Be 131 Ag <0,5 Dy 0,8

ZrO2 <0,003 V 10 In 0,4 Ho <0,1

SiO2 75,14 Cr 80 Sn 516 Er 0,1

Al2O3 15,63 Co <1 Sb <0,5 Tm <0,05

Fe2O3 0,52 Ni <20 Cs 221 Yb 0,1

MnO 0,094 Cu <10 Ba 41 Lu <0,04

MgO 0,13 Zn 90 Bi 1,4 Hf 3,5

CaO 0,57 Ga 67 La 0,7 Ta 323

Na2O 5,52 Ge 8 Ce 1,8 W <1

K2O 1,59 As <5 Pr 0,25 Tl 27,6

TiO2 0,013 Rb 3660 Nd 0,9 Pb 10

P2O5 0,13 Sr 53 Sm 1,1 Th 4,4

LOI 0,75 Y 4 Eu <0,05 U 7,4

Total 100,10 Zr 21 Gd 1,3


39

Figura 5.01 – Imagem de elétrons retroespalhados e sua imagem gerada após análises via espectrômetro de dispersão de energia e calculados pelo software MLA. Os minerais identificados são representados por diferentes cores e estão dispostos na legenda.

O quartzo é o mineral mais abundante com 31 % da massa total, seguido pelo espodumênio com

28 %. Os feldspatos albita e microclina possuem respectivamente 16 % e 13 % da massa total. A

lepidolita possui 11 %, porém sua massa pode estar dividida com outras micas de lítio, como as da

série da trilitionita – politionita. A relação geral dos quantitativos pode ser visualizada no quadro 5.01.


40

Quadro 5.01 – Relação dos minerais presentes e quantitativo em porcentagem de sua área e peso.

5.2 – MINERAIS DE LÍTIO

Os minerais de lítio podem ser agrupados em dois subgrupos: minerais de lítio do núcleo,

principalmente na Zona do Espodumênio e Zona do Albitito, e minerais da aureola metassomática. No

primeiro os minerais espodumênio e lepidolita são os representantes. O outro grupo é representado

pela holmquistita e a zinnwaldita.

É importante ressaltar que devido à dinâmica de cristalização do pegmatito, é difícil relacionar

precisamente a ordem de cristalização. É possível que em determinados momentos da cristalização os

minerais sejam cristalizados concomitantemente, porém aqui serão tratados como se fosse possível

ordenar a cristalização.

O espodumênio é o primeiro mineral de lítio a formar-se. Os cristais gigantes (de até 1,0 metro) de

espodumênio (LiAlSi2O6) foram cristalizados primeiramente no núcleo, na Zona do Espodumênio,

posteriormente e/ou concomitantemente alguns cristalizam-se entre a borda e o núcleo, na Zona do

Pegmatito Granular. Nesta zona os cristais não ultrapassam os 10 cm de comprimento, já na Zona do

Espodumênio os cristais normalmente possuem comprimento superior aos 20 cm.

Mineral Wt% Area% Area (micron) Partículas contadas

Grãos contados

Quartzo 31 32 21030500 8005 8568Albita 16 17 11315611 5825 6921Microclina (Rb) 13 14 9119015 3977 4583Epidoto (Piemontita) 0 0 5999 23 39Espodumênio 28 24 15759237 6202 7493Topázio 0 0 32475 90 172Kaersutita 0 0 2432 58 60Lepidolita 11 11 6992854 6139 14142Titanita 0 0 147 3 5Ilmenita 0 0 0 0 0Rutilo 0 0 0 0 0Pirita 0 0 0 0 0Cassiterita 1 0 172134 73 82Óxidos Fe / Goethita 0 0 4099 85 85Columbita-(Mn) 0 0 5238 14 159Tantalita-(Mn) 0 0 0 0 0Pirocloro 0 0 84633 1761 2197Microlita 0 0 12719 97 135Apatita 0 0 24146 48 48Polucita 0 0 4315 88 171Fluorita 0 0 4375 47 50Calcita 0 0 12994 47 58Grafita 0 0 31631 273 386Unknow n 0 1 797700 7738 11795Low _Counts 0 0 244853 3364 3425No_XRay 0 0 19945 9511 9599Total 100 100 65677051 45638 70173


41

As características texturais dos cristais de espodumênio evidenciam, provavelmente, duas gerações

distintas para este mineral. A primeira geração seria a do espodumênio sem intercrescimento associado

(figura 5.02 A) e a segunda com intercrescimento de quartzo associado (figura 5.02 B). London (1982)

relata a existência destas gerações e associa a segunda geração aos estágios tardios de cristalização.

Figura 5.02 – Eletromicrografia mostrando: A) cristal de espodumênio liberado sem intercrescimento associado; B) partículas de espodumênio (fase clara) intercrescido com a ganga, provavelmente quartzo (fase escura).

A presença de polucita [Cs(Si2Al)O6.nH2O], é evidenciada nos cristais de espodumênio (figura

5.03 e 5.04). A saturação da polucita é gerada a partir de granitos saturados em H2O, sendo a sua

solubilidade fortemente dependente da temperatura. London (2005) indica que a saturação deve

ocorrer em condições de até 200 Mpa de pressão e temperatura em torno de 680°C.

Após a cristalização do espodumênio, as condições de equilíbrio e o início da cristalização dos

bolsões de albita formaram o ambiente ideal para o início da cristalização dos primeiros cristais de

lepidolita (K2(Li,Al)5-6Si6-7Al2-1O20(OH,F)4). Este mineral forma-se principalmente nas bordas dos

bolsões de albita.


42

Figura 5.03 – Eletromicrografia (a): Imagem de elétrons secundários mostrando grãos de espodumênio (esp) e muscovita (mus). Eletromicrografia (b): mesma foto, porem imagem de elétrons retroespalhados, mostrando inclusões finíssimas de provável polucita (pol).

Figura 5.04 – Espectrograma de provável polucita inclusa em espodumênio.


43

A lepidolita ocorre predominantemente em pegmatitos graníticos em associação com outros

minerais de lítio, elbaíta, topázio, berilo e quartzo. Devido a dificuldade na investigação e descrição de

micas de lítio, criou-se a série trilitionita – politionita (Rieder et al. 1998), que, para efeitos de

classificação geral, são interpretadas como lepidolitas. Na figura 5.05 é possível observar a ocorrência

de trilitionita em amostra de concentrado da Mina de Volta Grande. ^

Na tabela 5.02 é possível observar a referência mineral comparativa entre a lepidolita e o

espodumênio.

Figura 5.05 – Imagem de elétrons retroespalhados de amostra de concentrado de minerais de lítio da Mina de Volta Grande. A) Spd = espodumênio, Musc = muscovita, Plth = polilitionita, CsAlSiO = silicato de CsAl. B) tri = trilitionita, ab = albita, plag = plagioclásio e musc = muscovita. Tabela 5.02 – Referência mineral e constituintes químicos a partir de análise de microssonda (Li por cálculo estequiométrico) e interpretação utilizando MLA para os minerais de lítio do núcleo.

Mineral Espodumênio Lepidolita Polucita

Fórmula LiAl(Si2O6) KLi2AlSi4O10(OH)F (Cs,Na)(Al2Si4O12)H2O Al (%) 14.49 6.94 11.88 Cs (%) 0.00 0.00 14.63 F (%) 0.00 4.89 0.00 Fe (%) 0.00 0.00 0.00 H (%) 0.00 0.25 0.44 K (%) 0.00 10.06 0.00 Li (%) 3.72 3.57 0.00 Na (%) 0.00 0.00 2.53 O (%) 51.60 45.34 45.79 Si (%) 30.19 28.94 24.73 Total 100.00 100.00 100.00


44

No segundo grupo, o primeiro mineral de lítio a formar-se é a holmquistita, com fórmula teórica:

(Li,Na)2 (Mg,Fe,Mn)3 (AlVI,Fe)2 (Si,AlIV)8 O22 (OH,F)2. As condições de estabilidade para este mineral

vão da fácies xisto verde até a fáceis anfibolito, sendo que o range de temperatura não ultrapassa os

350° C, e o de pressão encontra-se no intervalo de 2,5 a 3,5 kb (London 1986).

A holmquistita usualmente substitui a hornblenda em rochas máficas, podendo substituir também

piroxênio e biotita. É estável em ambiente de pressão baixa, sendo sua formação controlada pela

atividade de lítio em rochas máficas (London 1986).

A holmquista (figura 5.06) na mina de Volta Grande geralmente é encontrada nos anfibolitos e

apresenta-se fibrosa com crescimento geralmente perpendicular ao contato pegmatito-anfibolito. A

ocorrência deste mineral é controlada pela existência de uma auréola metassomática que pode atingir

até 20 metros (Quéméneur & Lagache 1994). A composição química da holmquistita pode ser

observada na tabela abaixo (tabela 5.03).

Tabela 5.03 – Composição da holmquistita, (Lagache & Quéméneur 1997). A mostra final foi calculada e corrigida pelos autores.

Holmquistita 05 amostras Amostra final

SiO2 58.66 59.05

Al2O3 12.75 12.29

TiO2 0.04 0.17

FeO 15.08 10.13

Fe2O3 - 3.66

MnO 0.28 0.22

MgO 6.40 6.60

CaO 0.07 0.56

Na2O 0.46 0.29

K2O 0.05 0.06

Rb2O n.d. 94ppm

Li2O n.d. 2.66

F 0.29 0.10

H2O n.d. 2.49

Total 98.28


45

Figura 5.06 – Imagem de elétrons retroespalhados mostrando detalhe do hábito tabular das mica e dos cristais prismáticos alongados da holmquistita (a).

A zinnwaldita (figura 5.07) é provavelmente o segundo mineral de lítio a se formar no segundo

grupo e sua fórmula química teórica é dada por KLiFe2Al(AlSi3)O10(F,OH)2. Este mineral é descrito

como membro intermediário da série isomorfa polilitionita – siderofilita. A zinwaldita na Mina de

Volta Grande possui teores de lítio de 2-3 %, e a composição total está representada na tabela 5.04.

A ocorrência deste mineral em pegmatitos é bastante difundida e a principal característica é o fato

de ocorrer principalmente em zonas de alteração metassomática. Para os pegmatitos da Mina de Volta

Grande a ocorrência é dominante na Zona da Parede e Zona da Borda (Biotitito), porém foram

descritas ocorrências nas bordas da Zona do Albitito.

Dentre os minerais de lítio a zinwaldita é que possui maior percentual de ferro, 10% em massa,

seguido pela holmquistita com 3,66 %. O espodumênio e a lepidolita possuem quantidades

insignificantes de ferro.


46

Figura 5.07 – Imagem de elétrons retroespalhados mostrando: 1 – forma placóide da zinwaldita, 2 – Forma prismática da holmquistita, 3 – Forma irregular de fragmento de rocha e 4 – Forma irregular do quartzo com inclusão de tantalita (5). Tabela 5.04 – Composição química da Zinnwaldita do pegmatito da Mina de Volta Grande.

Oxidos (1) (2) (3) (4) (5)

SiO2 40.30 49.30 44.39 38.84 38.18

TiO2 1.15 0.025 0.83 0.54 0.45

Al2O3 16.6 27.00 20.02 16.85 17.09

MgO - 3.91 - -

FeO 6.64 10.35 10.29

MnO 0.33 0.785 0.37 0.32 0.27

CaO 3.90 0.430 0.23 0.05 0.01

K2O 5.60 7.190 9.16 8.57 8.62

Na2O 0.56 0.821 0.40 0.03 0.01

Li2O 1.90 0.930 3.33 2.29 3.04

F 2.90 0.398 4.04 3.81 3.87

H2O+ 3.10 4.130 1.88 1.83 1.85

Total 89.94 93.590 100.86 99.02 100.24

(1) e (2) – COLAB/CNEN; (3) – Lagache & Quéméneur, 1997; (4) e (5) – Laboratório AMG Mineração.


47

5.3 – MINERAIS DE TÂNTALO

As análises geoquímicas nos minerais ricos em tântalo indicaram que o tântalo na Mina de Volta

Grande ocorre nos minerais do grupo da microlita e nos minerais do grupo Coltan, principalmente na

tantalita.

A tantalita é caracterizada pelo seu alto conteúdo de manganês, sendo corretamente denominada

de tantalita-(Mn). Este tantalato de manganês (MnTa2O6) é provavelmente o membro mais evoluído do

fracionamento do fluido pegmatítico durante o processo de cristalização. Os dados quantitativos para

este mineral indicaram que o mesmo possui, em média, 70,57 % de tântalo, 18,72 % de oxigênio e

10,71 % de manganês.

A tantalita ocorre em quase todas as zonas existentes no pegmatito, principalmente nas zonas onde

o feldspato prevalece, como na Zona do Albitito. Na figura 5.08 é possível visualizar um cristal de

tantalita-(Mn) intercrescida com grão de albita.

A columbita presente no pegmatito também é caracterizada pelo enriquecimento em manganês,

sendo corretamente denominada de columbita-(Mn). Na figura 5.09 o cristal de columbita-(Mn) ocorre

zonado, onde os teores de Nb e Ta refletem na diferença de tonalidade de cinza na imagem, o ponto (a)

é uma columbita-(Mn) enquanto que no ponto (b) temos uma tantalita-(Mn).

Figura 5.08 – Imagem de elétrons retroespalhados (BSE) mostrando composição de tantalita-(Mn) no ponto (a) intercrescido com albita (albite).


48

Figura 5.09 – Imagem de elétrons retroespalhados (BSE) mostrando a composição de partículas de Coltan. (a) columbita-(Mn) e (b) tantalita-(Mn).

O hábito dos minerais do grupo da microlita é em octaedros bem formados. Em geral o tamanho

dos cristais são pequenos, porém alguns exemplares centimétricos podem ser encontrados. A

coloração dos grãos é bastante variada, sendo descritos exemplares incolores e principalmente de cor

amarelo, rosa, verde e marrom avermelhado.

No corpo pegmatítico os minerais do grupo da microlita ocorrem preferencialmente na zona de

bolsões de albita (figura 5.10). Esta condição está relacionada aos estágios finais de cristalização

destas zonas pegmatíticas, momento no qual os fluidos ricos em tântalo percolavam os interstícios e

propiciavam a geração da microlita.

Figura 5.10 – Imagem de elétrons retroespalhados (BSE) mostrando intercrescimento de albita (albite) e k-feldspato (k-feldspar) com pequenas inclusões de mineral do grupo da microlita (provável fluorcalciomicrolita) no ponto (a).


49

A microlita de Volta Grande é quimicamente caracterizada pela sua variada composição (figura

5.11). Exemplares ricos em urânio, bário, H2O, tântalo, nióbio e vazios (vancancies) são os principais.

Esta composição esta intimamente relacionada e/ou controlada pela sua gênese. São atribuídas pelo

menos três fases de geração de diferentes tipos de microlita.

A primeira fase esta relacionada à fase de cristalização do pegmatito. Os exemplares ricos em

urânio são os principais indicadores. A segunda fase, ligada a um processo hidrotermal, é indicada

pela substituição da microlita por tantalita-(Mn), gerando assim exemplares ricos em Nb pertencentes

ao grupo do pirocloro. A terceira é uma alteração intempérica, que facilita a geração de vazios

(vacancies), hidratação da microlita e o aporte de bário no sistema, gerando microlita rica em bário.

Figura 5.11 – Imagem de elétrons retroespalhados (BSE) mostrando composição da partícula de mineral do grupo da microlita.

5.4 – MINERAIS DE ESTANHO

A cassiterita é o principal mineral de estanho na Mina de Volta Grande. A composição da

cassiterita é variada, sendo que análises quantitativas indicam principalmente o enriquecimento em

tântalo e nióbio. Este enriquecimento é devido ao intercrescimento de grãos de Coltan e minerais do

grupo da microlita com a cassiterita.


50

Pereira et al. (2004) destacam a existência de duas gerações distintas de cassiterita. A primeira

relacionada ao período magmático ou estágios iniciais da cristalização do pegmatito e a segunda

associada a processos hidrotermais. Os autores ainda condicionam a existência da segunda geração de

cassiterita à presença de microlita rica em bário. As análises quantitativas ilustradas na figura 5.12

mostram que a cassiterita possui inclusões e intercrescimentos com diversos minerais, indicando que a

cassiterita teria sido gerada juntamente com microlita rica em bário.

Figura 5.12 – Imagens de elétrons retroespalhados (BSE) mostrando: A) intercrescimento entre cassiterita (Ponto a) com wodginita (Pontos b1 e b2) e partículas de cassiterita nos Pontos c e d. B) partículas de cassiterita (Ponto a) intercrescida com tantalita-(Mn) (Pontos b e c). C) partículas de cassiterita (Pontos a1 e a2) com pequenos intercrescimentos de wodginita ou ixiolita (Ponto b1) e mineral do grupo da microlita (Ponto b2). A particula c representa cassiterita rica em tântalo. Partículas de tantalita-(Mn) ou tapiolita-(Mn) estão representadas pelos Pontos d, e, f.


51

5.5 – OUTROS MINERAIS

A diversidade mineralógica dos pegmatitos é notável em qualquer exemplar ao redor do globo.

Nos pegmatitos da Mina de Volta Grande, além dos minerais dos grupos citados anteriormente

diversos tipos são encontrados (figura 5.13).

Entre alguns, podemos aqui citar a torita (ThSiO4), fluorapatita (Ca5(PO4)3F) , jeanbandyita

((Fe3+,Mn2+)Sn(OH)6) e natanita (Fe2+Sn(OH)6).

Figura 5.13 – Imagem de elétrons retroespalhados (BSE) mostrando intercrescimento de torita (ThSiO4) (Ponto a), fluorapatita (Ponto b), stokesita (SnCaSi3O9 ⋅2H2O) (Ponto d), pirita (pyrit), silicato (Ponto c) e quartzo (quartz).


52

5.6 – DISTRIBUIÇÃO GEOQUÍMICA

A interpretação e a correlação dos dados químicos com as zonas descritas no pegmatito podem ser

visualizadas na tabela 5.05. Os pegmatitos de modo geral não exibem um zoneamento distinto e a

distribuição dos elementos químicos nestas zonas pode ocorrer de forma errática. O controle da

distribuição química está relacionado primeiramente com alterações na temperatura seguida da

presença de fluidos.

Tabela 5.05 – Análises químicas médias para os elementos maiores e menores e as respectivas zonas do

pegmatito da Mina de Volta Grande.

A distribuição do elemento tântalo é ampla (figura 5.14, gráfico a), ocorrendo em todas as zonas,

inclusive nas zonas de alteração metassomática como a Zona da Parede e do Biotitito. A Zona do

Albitito é notadamente a que possui a maior concentração de tântalo, fato este devido à alta

concentração de microlita.

Para o elemento nióbio, que é encontrado nas estruturas cristalinas tanto dos minerais da série

columbita-tantalita como os dos minerais da série do pirocloro, sua distribuição é um tanto quanto

uniforme (figura 5.14, gráfico b). Possui maior concentração na Zona do Pegmatito Granular, fato este

devido à presença significativa de Coltan nesta zona. É encontrado também nas zonas de alteração

metassomática.

Zonas Ta2O5 Nb2O5 Sn LiO2 SiO2 Fe2O3 CaO MgO Na2O K2O MnO

ZALB 562.20 83.38 379.48 2373.19 72.90 0.93 0.71 0.14 7.51 0.95 0.09

ZBIO 85.73 40.58 292.93 6529.93 55.24 11.93 6.14 4.43 1.44 2.22 0.25 ZBKF 277.16 71.76 283.42 17122.17 75.67 1.06 0.32 0.07 2.62 2.83 0.13

ZESP 244.88 61.60 400.00 19668.41 77.15 1.25 0.52 0.18 3.18 1.14 0.14

ZPAR 76.30 34.33 138.33 6560.35 59.27 10.01 5.87 4.37 1.88 1.47 0.18 ZPGR 344.35 93.18 460.44 9758.59 73.69 1.45 0.71 0.26 4.83 1.77 0.14


53

O estanho possui concentrações uniformes dentro das zonas (figura 5.14, gráfico c). A maior

concentração ocorre dentro da Zona do Pegmatito Granular, Zona do Espodumênio e Zona do Albitito,

respectivamente. Esta equidade ocorre devido a cristalização de cassiterita em mais de uma fase, sendo

que os teores de estanho neste mineral mantem-se praticamente inalterado.

Figura 5.14 – Diagrama do tipo radar que mostra a variação de teor (ppm) em relação as zonas descritas para o pegmatito de Volta Grande para: a) teores de óxido de tântalo, b) teores de óxido de nióbio, c) teores de estanho e d) teores de óxido de lítio. Abreviações: ZALB – zona do albitito, ZBIO – zona da borda, ZBKF – zona do k-feldspato, ZESP – zona do espodumênio, ZPAR – zona da parede, ZPGR – zona do pegmatito granular.

A Zona do Espodumênio é notadamente a que possui a maior concentração de lítio dentre as

outras, obviamente devido a grande quantidade de cristais de espodumênio presentes (figura 5.14,

gráfico d). A presença de lítio se faz presente em todas as demais zonas. Na zona de alteração

metassomática a concentração ocorre devido à presença de holmquistita e zinwaldita. Nas demais

zonas ocorrem devido à presença de pequenos cristais de espodumênio e ainda de lepidolita.


54

A distribuição dos elementos cálcio, sódio, potássio e ferro são resultado da concentração e

cristalização de determinados minerais. Na Zona do Albitito a concentração de sódio é elevada devido

à presença de cristais de albita (figura 5.15, gráfico e). Na Zona do BKF os cristais de feldspato

potássico caracterizam a alta concentração de potássio nesta zona (figura 5.15, gráfico f).

Os elementos cálcio e ferro ocorrem juntos em significativas concentrações nas zonas de alteração

metassomática, Zona da Parede e Zona do Biotitito (figura 5.15, gráficos g, h). No caso do cálcio, que

é um elemento que se concentra nos restitos magmáticos, sua concentração fica condicionada pela

interação dos fluidos finais (restito) e a zona de contato entre o pegmatito e anfibolito.

Para o elemento ferro, sua concentração é resultado das alterações metassomáticas e/ou

hidrotermais que ocorre no contato entre pegmatito e o anfibolito. Os anfibolitos por si só são rochas

com moderado-alta concentração de ferro, este fato somada à geração de novos minerais hidrotermais

e/ou metassomático ricos em ferro como, por exemplo, os sulfetos, contribuem para concentração

deste elemento nestas zonas.

O elemento magnésio possui distribuição parecida com a do elemento ferro (figura 5.15, gráfico i).

Sua concentração está relacionada com a rocha hospedeira que possui quantidades significativas de

anfibólio, provavelmente a hornblenda.

Os teores de manganês são distribuídos de duas formas distintas, porém em ambos os casos o

resultado é devido à processos de alteração hidrotermal (figura 5.15, gráfico j). A primeira está

relacionada com a zona de metassomatismo onde o manganês é concentrado devido aos estágios finais

de cristalização do pegmatito em contato com o anfibolito. A segunda é o resultado da alteração

hidrotermal das microlitas e consequente geração de tantalita-(Mn) e outros minerais que facilitam o

enriquecimento em manganês.


55

Figura 5.15 – Diagrama do tipo radar que mostra a variação de teor (%) em relação as zonas descritas para o pegmatito de Volta Grande para: e) teores de sódio, f) teores de potássio, g) teores de cálcio, h) teores de ferro, i) teores de magnésio e j) teores de manganês. Abreviações: ZALB – zona do albitito, ZBIO – zona da borda, ZBKF – zona do k-feldspato, ZESP – zona do espodumênio, ZPAR – zona da parede, ZPGR – zona do pegmatito granular.


56


57

CAPITULO 6 EVOLUÇÃO DO PEGMATITO

6.1 – EVOLUÇÃO DOS MINERAIS COLTAN

As variações químicas dos minerais Coltan dos pegmatitos são controladas principalmente pela

composição química do fluido e por suas condições de equilíbrio de resfriamento. Estas condições

controlam a solubilidade de alguns elementos químicos, principalmente o tântalo, nióbio, manganês e

ferro.

Para este trabalho foram selecionadas amostras de concentrado de minerais Coltan do pegmatito

da Mina de Volta Grande e realizada a aquisição de imagens por microscópio eletrônico de varredura

(MEV) e posterior aquisição de dados analíticos via EDS. Os dados obtidos podem ser visualizados na

tabela 6.01 constante no item Apêndices.

A partir da análise dos dados, foi possível identificar que um grupo de minerais não apresenta

variação composicional definida, ou seja, não é possível observar um zoneamento (figura 6.01). Neste

grupo os grãos são caracterizados por sua homogeneidade. Um segundo grupo apresenta uma variação

composicional heterogênea, controlada principalmente pelas concentrações dos elementos Ta, Nb, Mn,

Fe e presença de minerais do grupo da microlita e pirocloro. Os grãos de Coltan deste grupo exibem

um zoneamento do tipo desigual e do tipo irregular oscilatório, sendo comparáveis aos descritos por

Lathi (1987) e correspondem ao trends reconhecidos por Černý (1989) e Černý et al. (1992).

Nas figuras 6.02A e figura 6.02B é possível observar os zoneamentos do tipo irregular oscilatório

e do tipo desigual (Lathi 1987). Este tipo de zoneamento reflete a flutuação local na composição do

ambiente de formação de minerais e indica que o crescimento de cristais ocorreu em condições muito

próximas do equilíbrio de resfriamento. No diagrama de fases Ta/(Ta+Nb) versus Mn/(Mn+Fe)

representado na figura 6.03 fica evidenciado a variação de composição para estes elementos dentro de

um mesmo grão de Coltan.


58

Figura 6.01 – Imagem de eletrons retroespalhados da seção SAE-037-2 e o escaneamento representativo para os elementos Sn, Ta, Nb, Ca e Ti. Minerais do grupo da microlita, cassiterita e minerais de Ti também estão presentes na seção.


59

Figura 6.02 – Imagem de eletrons retroespalhados de grãos de Coltan do pegmatito de Volta Grande. A: Zoneamento do tipo oscilatório irregular e desigual em grão de Coltan. B: Zoneamento do tipo oscilatório irregular e desigual em grão de Coltan, provavelmente este grão é parte de um grão maior com zoneamento do tipo progressivo oscilatório. C: Grãos de Coltan heterogêneos com grãos de minerais do grupo da microlita (pontos c, d, e, g, h, i).

Cristais gerados tardiamente são caracterizados pelo zoneamento desigual sobreposto ao

zoneamento oscilatório irregular anterior, indicando uma substituição metassomática.

Composicionalmente os grãos heterogêneos, como os que podem ser observados na figura 6.02C,

contêm evidencias de alteração secundaria como as inclusões de minerais do grupo da microlita.


60

Dois trends evolucionários podem ser identificados nos diagramas Mn/(Mn+Fe) versus

Ta/(Ta+Nb) usados para este propósito (figura 6.04). Neste diagrama dois campos discretos marcados

por setas correspondem a diferentes trends de gerações de Coltans. As variações evoluem para razões

mais elevadas de Mn/(Mn+Fe), entre 0,68 e 0,98, e uma evolução progressiva de variedades ricas em

Ta, onde Ta/(Ta+Nb) variam entre 0,50 e 0,87.

Com o aumento do grau de fracionamento do pegmatito, os Coltan são progressivamente

enriquecidos em Mn e depois em Ta. Um aumento na razão Ta/(Ta+Nb) durante a cristalização do

pegmatito e o seu fracionamento podem explicar a baixa solubilidade da columbita-(Mn) em

comparação a tantalita-(Mn). Linnen (1998) e Linen & Cuney (2005) demonstraram

experimentalmente que tantalita-(Mn) é mais solúvel em fluidos magmáticos graníticos do que

columbita-(Mn) e que ainda a adição de Li e F aumenta a solubilidade de tantalita-(Mn) no mesmo

fluido, explicando assim a tendência de fases ricas em Ta ocorrerem em assembleias extremamente

fracionadas.

Diferentes gerações de Coltan são então caracterizadas por diferentes zoneamentos e pela variação

na composição dos elementos maiores. As gerações iniciais são representadas por grãos homogêneos e

os mais recentes são caracterizadas por um zoneamento heterogêneo (Lahti 1987, Černý et al. 1992,

Černý et al. 1986).

Com base nas evidencias apresentadas acima, pode-se inferir que a evolução do pegmatito da

Mina de Volta Grande envolveu duas fases distintas: um primeiro estágio magmático, dividido em

dois subestágios (cristalização e recristalização), e um estagio hidrotermal tardio.


61

Figura 6.03 – Composições de pares de grãos de Coltan do pegmatito de Volta Grande plotado em termos de Mn/(Mn+Fe) e Ta/(Ta+Nb). O gap de imiscibilidade entre os minerais com estrutura de columbita e tapiolita não está representado.

Figura 6.04 – Composições de Coltan do pegmatito de Volta Grande plotado em termos de Mn/(Mn+Fe) e Ta/(Ta+Nb). O gap de imiscibilidade entre os minerais com estrutura de columbita e tapiolita não está representado.


62


63

CAPITULO 7 ASPECTOS GENÉTICOS

7.1 – ASPECTOS GENÉTICOS

O entendimento sobre a gênese de pegmatitos vem sendo amplamente discutida e testada nos

últimos 25 anos. Nas décadas de 70 e 80 o modelo amplamente difundido apontava que os pegmatitos

eram gerados por cristalização de fluidos graníticos em equilíbrio com fluidos aquosos (Simmons

2007).

O papel dos fluidos no processo de cristalização dos pegmatitos foi reinterpretado por London

(2005), que evidenciou a partir de estudos experimentais que a saturação de água não é totalmente

necessária para iniciar a cristalização do pegmatito.

Outros íons tais como B, F, P e Li em adição à H2O possuem um papel crítico na formação de

pegmatitos. A presença destes fluxos abaixa a temperatura de cristalização, diminuem a taxa de

nucleação, diminuem o processo de polimerização do fluido e a viscosidade, aumentam a taxa de

difusão e solubilidade (Simmons et al. 2003 in: Simmons 2007; London, 2005).

A cristalização dos grandes cristais, comuns em pegmatitos, está relacionada a estes fluxos. Eles

agem como agentes modificadores de redes, prevenindo ou impedindo a nucleação e ao mesmo tempo

aumentando a eficácia da difusão (Simmons 2007).

O tempo necessário para a completa cristalização de um corpo pegmatítico também vem sendo

amplamente discutido. O paradigma de que para ocorrer cristalização de cristais grandes seriam

necessários centenas ou milhares de anos foi quebrado. Diversos autores como Chakoumakos &

Lumpkin (1990), London (1990 e 1992) e Černý (2005) postularam após conclusivos estudos que este

tempo não seria superior a poucas semanas ou no máximo centenas de anos, sendo que o fator

tamanho/volume e a temperatura da rocha encaixante seriam os grandes responsáveis pelo tempo

necessário para o resfriamento e consequente cristalização.

O crescimento, tanto dos megacristais como das zonas minerais dentro do pegmatito, ocorre a

partir do desequilíbrio momentâneo do fluido e do abaixamento da temperatura local em relação à

temperatura liquidus. O atraso na nucleação em um fluido que está sofrendo resfriamento leva ao

crescimento unidirecional rápido de grandes cristais, que evoluem no sentido de regiões onde a

temperatura está próxima ao do liquidus, cessando sua evolução/crescimento quando esta temperatura

é atingida (Nabeleck et al. 2010).

O tamanho dos cristais é controlado pela distância existente entre o ponto em que é iniciada a

nucleação até o ponto ou região onde a temperatura esteja próxima a do liquidus. Quanto maior a

distância entre os dois pontos, maior o tamanho dos cristais formados.


64

A forma do pegmatito da Mina de Volta Grande evoluiu de um soerguimento da sequência

rochosa anfibolíticas, que produziu um conjunto de fraturas, com o consequente posicionamento dos

fluidos residuais de fonte granítica (figura 7.01).

Este soerguimento está relacionado com a evolução do arco magmático Ritápolis, regionalmente

inserido no contexto de evolução do Cinturão Mineiro (figura 7.02). A evolução do Arco Magmático

Ritápolis, cujo magmatismo varia de gabróico a granítico ocorreu no período entre 2.192 e 2.121 Ma

(Ávila et al. 2010). Neste contexto destaca-se o Granitóide Ritápolis (2.121 ± 7 Ma) que é intrusivo

em anfibólio gnaisses, anfibolitos e em rochas metassedimentares do greenstone belt Rio das Mortes,

bem como em metapiroxenitos e em corpos plutônicos paleoproterozóicos, com idades entre 2.188 ±

29 e 2.131 ± 4 Ma.

A relação genética entre o granitoide Ritápolis e os corpos pegmatíticos da Província Pegmatítica

de São João Del Rei foi proposta por diversos autores como Vasques (2009), Pires & Porto (1986) e

Pires & Pires (1992). Provavelmente a colocação do granitoide, junto com os corpos pegmatíticos

associados, marcou o último pulso magmático félsico da região.

A colocação do mesmo foi provavelmente favorecida pela presença de uma shear zone e/ou falha

regional condutora e por estruturas de ordem inferior que criou dutos para que de fluido magmático

pudesse ser transportado e cristalizado.

Figura 7.01 – Figura idealizada para geração dos principais tipos de pegmatitos. A distância entre os pegmatitos e a sua fonte granítica é da ordem de quilômetros ou, no máximo, uma dezena de quilômetros. (modificado de Linnen et al. 2012).


65

A gênese do pegmatito de Volta Grande será aqui tratada seguindo as prováveis ordens de

cristalização, a saber:

• emplacement ou colocação do fluido pegmatítico evidenciado pela geração de aplitos e

megacristais de espodumênio;

• cristalização do pegmatito, controlado pelo resfriamento do fluido pegmatítico;

• alteração hidrotermal, estágios finais.

Figura 7.02 – Figura esquemática da evolução do Cinturão Mineiro, ilustrando a formação do arco magmático Ritápolis (modificado de Ávila et al. 2010).


66

7.1.1 – Emplacement

A cristalização do pegmatito a partir do fluido pegmatítico ocorre de forma errática, onde as

interações químicas são controladas pela pressão e principalmente pela temperatura. Grande parte dos

minerais constituintes é cristalizada em regiões distintas dentro do corpo pegmatítico e devem ser

tratados separadamente (Linnen et al. 2012).

Quando estes fluidos adentram em algum tipo de câmara ou vazio, as interações iniciam-se

(figura 7.03). Não se sabe ao certo onde as primeiras nucleações ocorrem. Neste trabalho, iremos

pressupor que no primeiro momento ocorreram concomitantemente na borda e no núcleo.

Figura 7.03 – Diagrama que ilustra a relação de precipitação, fluido e os gradientes de temperatura ao longo do espaço preenchido com o fluido pegmatítico. As setas pretas indicam a direção e velocidade relativa do fluido. O comprimento das setas sem preenchimento indicam a relativa intensidade do gradiente de temperatura. A.1) Esta região de topo exibe textura característica de cristalização rápida, por exemplo a do típico gráfica. A.2) Aplitos são comuns nesta região de base. B) Cristalização de cristais grandes, por exemplo o espodumênio. (Modificado de Quirke & Kremers 1943).

Na borda, as interações iniciam-se com o contato entre o fluido e o anfibolito. Nesta região a

presença de xenólitos de anfibolito é comum, bem como as texturas de cristalização rápida do tipo

gráfica e a presença de aplitos (Quirke & Kremers 1943). A granulação é predominantemente fina,

cristais grandes não são comuns nesta zona. Para Nabeleck et al. (2010) a existência de bolhas

transportadas verticalmente dentro do fluido pegmatítico facilitam a geração dos aplitos, mantendo

esta região anidra e o topo saturado em vapor de água.

O contato de topo é caracterizado pela ocorrência de textura do tipo gráfica, principalmente

estrelas de albita (albite star), como pode ser visto na figura 7.04.


67

Figura 7.04 – Painel que mostra: A) Textura aplítica no contato de base entre o pegmatito e anfibolito; B) e C) Textura intercristalina de crescimento rápido do tipo “estrela de albita” em duas amostras próximo ao contato de topo com o anfibolito.

Neste estágio inicial, também denominado epimagmático segundo Quirke & Kremers (1943),

as temperaturas estão próximas ao do fluído magmático granítico em uma faixa entre 800° e 700° C.

A nucleação dos primeiros minerais na zona do núcleo ocorre concomitantemente com os da

borda. A transição da borda aplítica para outras zonas em alguns pegmatitos representa a transição de

zonas com grande densidade de nucleações e rápido crescimento para zonas com baixa densidade de

nucleação e com crescimento ainda mais rápido de cristais (Nabelek et al. 2010).

O desequilíbrio químico juntamente com a presença de fluidos, somado com o abaixamento

instantâneo da temperatura, desencadeia a nucleação. Os megacristais de espodumenio, de até 1,0

metros de comprimento, ocorrem com orientação preferencial ortogonal às paredes dos contatos de

topo e base. Vale ressaltar que esta orientação mostra-se por vezes caótica, pois em aglomerados

decamétricos deste mineral as diferenças de temperatura ocorrem em variadas direções, logo os

cristais crescem obedecendo estas direções.

O gradiente de temperatura de cristalização do espodumênio possui um range entre 200° e

750° C (figura 7.05). Estimativas de inclusões fluidas realizadas por diversos autores, a exemplo

London & Burt (1982), indicam que a cristalização de espodumêmio primário ocorre em range de

pressão entre 3-5 kbar e temperaturas entre 500-650° C. A ausência dos outros minerais indicados no

diagrama da figura 7.05 reforçam que a assembleia mineral para o pegmatito da Mina de Volta Grande

é seguida por espodumênio + quartzo, caracterizando assim suas condições gerais de pressão e

temperatura.


68

Figura 7.05 – Relações das fases saturadas em quartzo em aluminosilicatos ricos em Li. (Modificado de Linnen et al. 2012).

A presença de textura simplectítica na Zona do Espodumênio indica que a cristalização ocorreu de

forma rápida. Na figura 4.06b é possível visualizar o intercrescimento de um cristal de espodumênio

com plagioclásio com esta textura.

A presença de cristais de granada nas zonas da borda e do núcleo é comum (figura 7.07). Sua

origem é controversa e diversos autores tem buscado explicar a existência deste mineral em rochas

ígneas de baixa pressão, principalmente em pegmatitos.

Três modelos para a origem de granadas são descritos por Whitworth (1992). A primeira seria por

assimilação de material pelítico, a segunda por transporte de xenólitos gerados em alta pressão até

níveis crustais superiores e a ultima por cristalização em baixa pressão a partir de fluidos

peraluminosos.

Ainda segundo o autor supracitado os tipos mais comuns são os membros da série da almandina-

espessartita, sendo que a cristalização das mesmas deve ocorrer entre 550° a 675° Celsius.


69

Figura 7.06 – A) Fotomicrografia da amostra VG-005, zona do núcleo. Cristais de granada inclusos em quartzo. Luz transmitida, nicóis paralelos, objetiva de 10x, ocular de 10x. B) Fotomicrografia da amostra VG-014, zona de borda. Agregados decussados de plagioclásio associados a blasto de granada. Luz transmitida, nicóis semi- cruzados, objetiva de 5x, ocular de 10x.

7.1.2 – Cristalização do Pegmatito

A cristalização do pegmatito ocorre em todas as regiões, bordas e núcleo. As interações entre o

fluido e os minerais já cristalizados são intensas. Grande parte do volume de pegmatito é formado

nesta fase, que pode ser dividida entre o pegmatito propriamente dito, ou seja, a parte que exibe

textura granular grossa e ainda a zona de metassomatismo com a encaixante.

Quando analisamos a cristalização na região da borda, a encaixante sofreu metassomatismo no

contato com o pegmatito, onde um fluido rico em H2O, K+, Li e HF reagiram com a hornblenda (Hbl)

e plagioclásio (pgl) da encaixante, formando uma assembleia composta por biotita – fluorita –

holmquistita (figura 4.02d).

Reações:

Hbl + pgl + H2O + K+ (HF) = biotita + epidoto + fluorita

Hbl + H2O + Li + K+ = holmquistita + epidoto

Nesta fase, a pressão interna dos fluidos caiu, formando os albititos (Zona do Albitito), que

pelo fato da pressão d’água ser baixa, os cristais de albita não se desenvolveram muito, ficando com a

granulação fina, formando uma textura sacaroidal. Em seguida, a pressão interna dos fluidos cresceu

significantemente, ficando rico em H2O e K+, favorecendo a cristalização de k-feldspato (microclina)

em bolsões.

Novamente, a pressão dos fluidos diminuiu e um fluido silicoso, rico em Li começou a

cristalizar uma massa pegmatítica granular, formando quartzo, espodumênio, microclina, albita e

zinnwaldita, em uma textura aproximadamente equigranular, com granulação no máximo de 2,0 cm de

comprimento (cristais de espodumênio).


70

Quando praticamente todo o pegmatito já estava cristalizado, um fluido rico em metais transitava

entre os cristais formados anteriormente, ou seja, fluía nos interstícios e porosidades das fácies já

existentes. Este fluido aquoso era rico em Mn2+, Fe2+, Ta5+, Nb5+, Sn3+, que dissolviam parcialmente a

albita, k-feldspatos e espodumênio já formados, para produzir Li-micas, quartzo, minerais Coltan,

minerais do grupo da microlita e cassiterita, formando as mineralizações importantes.

Esse fluido aquoso final sofreu depleção em Fe/Mn e Ta/Nb, enriquecendo relativamente em Ca2+

e Na+ que reagiu com e/ou dissolvendo minerais Coltan, formando minerais do grupo da microlita

(A2B2X6Y).

Diniz-Pinto & Hofmeister (2004b) realizaram estudos nos grãos de microlita dos pegmatitos de

Volta Grande e observaram a existência de duas gerações de microlita. A primeira geração é

caracterizada pela fase rica em sódio e cálcio (figura 7.07) e idade correspondente a 2,2 Ga. A segunda

é evidenciada pela presença de bário em sua estrutura cristalina e, segundo os autores, é associada a

uma alteração hidrotermal, provavelmente ligado ao evento tectono-termal do Brasiliano (0,6 Ga).

Figura 7.07 – Imagem de elétrons retroespalhados (BSE) mostrando composição da partícula de mineral do grupo da microlita pertencente à primeira geração.

Além do enriquecimento em cálcio e sódio, a microlita da primeira geração é caracterizada por

possuír teores consideráveis de flúor e urânio. A presença destes dois elementos foi importante para a

descoberta de novos minerais como a Djalmaíta (Guimarães 1939) que corresponde a microlita

enriquecida em urânio (figura 7.08), porem seu nome está em desuso. A fluorcalciomicrolita (Andrade

et al. 2013b) provavelmente corresponde a este mineral.


71

Figura 7.08 – Fotomicrografia da amostra VG-010. Provável cristal de microlita enriquecida em urânio (Djalmaíta - DJ) associado ao zircão (ZR). Luz transmitida, nicóis paralelos, objetiva de 50x, ocular de 10x.

A evolução e principais substituições possíveis da microlita estão representadas no diagrama da

figura 7.09. A microlita está inicialmente em equilíbrio no ponto A até que entra em contato com o

fluido. No ponto B a rynsersonita começa a se formar de acordo com a reação 08 da tabela 7.01. A

tantalita-(Mn) cristaliza-se no ponto C demonstrado pelas reações 12 a 17 da tabela 7.01. As três fases

coexistem e finalmente se equilibram no ponto D.

Figura 7.09 – Diagrama tridimensional das relações de atividade. O caminho hipotético A-B-C-D retrata a interação da microlita com o fluido. Abreviações: Ct = Calciotantita, Mic = microlita, Mnt = tantalita-(Mn), Nt = natrotantita, Ryn = rinersonita, Tn = tantita, 1 = NaTaO3, 2 = Ca2Ta2O7. (Modificado de Lumpkin & Ewing 1992).


72

Tabela 7.01 – Reações minerais para o sistema Na-Ca-Mn-Ta-O-H. (Modificado de Lumpkin & Ewing 1992).

1) 0.5H2O + Ca2+ + 2NaTaO3 = NaCaTa2O6.5 + Na+ + H+

2) 2H+ + 4NaTaO3 = Na2Ta4O11 + 2Na+ + H2O

3) 2H2O + 2Ca2+ + NaTa4O11 = 2NaCaTa2O6.5 + 4H+

4) 2H+ + Na2Ta4O11 = 2Ta2O5 + 2Na+ + H2O

5) 1.5H2O + Na+ + Ca2+ + Ta2O5 = NaCaTa2O6.5 + 3H+

6) H2O + Ca2+ + 2Ta2O5 = CaTa4O11 + 2H+

7) 2H2O+ 2Na+ + Ca2+ + CaTa4O11 = 2NaCaTa2O6.5 + 4H+

8) H2O + Ca2++ CaTa4O11 = 2CaTa2O6 + 2H+

9) 0.5H2O + Na+ + CaTa2O6 = NaCaTa2O6.5 + H+

10) H2O + Ca2+ + CaTa2O6 = Ca2Ta2O7 + 2H+

11) H+ + Na+ + Ca2Ta2O7 = NaCaTa2O6.5 + Ca2+ + 0.5H2O

12) Mn2+ + 2NaTaO3 = MnTa2O6 + 2Na+

13) H2O + 2Mn2+ + Na2TaO11 = 2MnTa2O6 + 2Na+ + 2H+

14) H2O + Mn2+ + Ta2O5 = MnTa2O6 + 2H+

15) 2H+ + Mn2+ + Ca2Ta2O7 = MnTa2O6 + 2Ca2+ + H2O

16) Mn2+ + CaTa2O6 = MnTa2O6 + Ca2+

17) H2O + 2Mn2+ + CaTa4O11 = 2MnTa2O6 + Ca2+ + 2H+

18) 0.5H2O + Na+ + Ca + MnTa2O6 = NaCaTa2O6.5 + Mn2+ + H+

Nota: NaCaTa2O6.5 = microlita, MnTa2O6 = tantalita-(Mn), CaTa4O11 = calciotantite, CaTa2O6 = rinersonita or fersmita, Na2Ta4O11 =

natrotantita, Ta2O5 = tantita.


73

A segunda geração de microlita é relacionada a uma alteração secundária. Esta alteração é um

fenômeno que ocorre próximo à superfície e é associada ao intemperismo. Esta alteração promove a

geração de vazios (vacancies) devido à lixiviação dos cátions e ânions das posições A e Y

respectivamente, e o aumento da hidratação. Esta alteração envolve lixiviação de Na, Ca, F e O

compensado, em parte, pela entrada de quantidades significativas de Ba, Pb, Fe, REE´s, Cs e de 10 a

12% de H2O. Ligado à interação de água meteórica relativamente ácida em temperaturas abaixo de

100°C (Lumpkin & Ewing, 1992).

O transporte de fluidos por meio de fissuras e vazios com limitada difusão intracristalina é

provavelmente o mecanismo dominante em temperaturas relativamente baixas, característico de

alteração secundária.

As reações 19 e 20 descrevem a alteração secundária ou intempérica relacionada à microlita.

19) 3H+ + H2O + [NaCaTa2O6F] = [Ta2O5.2H2O] + Na+ + Ca2+ + HF

20) 2H+ + 1.5H2O + 0.5Ba2+ + [NaCaTa2O6F] = [Ba0.5Ta2O5.5.2H2O] + Na+ + Ca2+ + HF

Diniz-Pinto & Hofmeister (2004a) descrevem a existência de grãos de microlita zonada com o

núcleo rico em Na e Ca e uma auréola rica em Pb e Ba. Os autores ainda realizaram datação Pb-Pb

nesses grãos e associaram a alteração hidrotermal ao evento tectono-termal do Brasiliano (1,8-0,6Ga).

O termo alteração hidrotermal pode não estar bem colocado até aqui, pois a hipótese mais plausível

parece ser a de que tenha ocorrido uma alteração intempérica em subsuperfície.

Andrade et al. (2013a) caracterizaram um novo mineral denominado hydrokenomicrolite, com

presença de significativas concentrações de Ba e H2O e ausência de F e Na e concentração baixa de

Ca. Os autores alertam que a microlita denominada de “bariomicrolita” na verdade deve corresponder

ao novo mineral.

Alteração secundária é também evidenciada pela desagregação/transformação de feldspatos e

micas em argilo minerais, processo comumente associado com a formação de óxidos e hidróxidos de

ferro como, por exemplo, a goethita. Na figura 7.10 é possível identificar este tipo de alteração onde os

cristais de plagioclásio foram sericitizados e argilizados. Em diversas amostras a goethita ocorre como

produto de alteração localizada da granada. Goethita microcristalina também aparece dispersa pelas

amostras, às vezes associada aos agregados microcristalinos de óxidos de manganês.


74

Figura 7.10 – Fotomicrografia da amostra VG-003. Vênula de quartzo (QZ) cortando a rocha com cristais de plagioclásio sericitizados e argilizados (1) e agregados recristalizados de plagioclásio (2). Luz transmitida, nicóis cruzados, objetiva de 2,5x, ocular de 10x.


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CAPITULO 8 CONCLUSÕES

O pegmatito da Mina de Volta Grande é indiscutivelmente fonte de minérios e minerais diversos.

A sua complexidade é evidenciada a cada estudo e sua completa caracterização ainda está longe de ser

concluída. Estudos mineralógicos, evolutivos e genéticos ainda carecem de dedicação e pesquisas.

O pegmatito de Volta Grande é dividido em seis zonas: Zona da Parede, Zona da Borda ou

Biotitito, Zona do Pegmatito Granular, Zona do K-Feldspato, Zona do Espodumenio e Zona do

Albitito. Todas com suas características petrográficas, mineralógicas e químicas distintas.

A cristalização do pegmatito ocorreu de forma evolutiva, iniciada com a geração de mega cristais

de espodumênio e bolsões de albita/k-feldspato seguido pela cristalização de um pegmatito granular e

finalizando com uma fase metassomática no contato pegmatito – anfibolito.

Os minerais de Coltan foram ser utilizados para estudos de fracionamento geoquímico no

pegmatito da Mina de Volta Grande. O diagrama de fase Mn/(Mn+Fe) versus Ta/(Ta+Nb) indicaram

que o pegmatito é bastante fracionado e a evolução química é bem definida. Os grãos homogêneos

correspondem a estágios iniciais de cristalização e refletem condições de equilíbrio do fluido. A

geração subsequente de grãos de variada composição de Mn e Ta indicam flutuação da composição do

fluido. Os estágios tardios de cristalização são atribuídos à evolução pós-magmática.

A mineralização de tântalo ocorre em três fases distintas:

1) a primeira fase caracterizada pela geração de Coltan e minerais do grupo da microlita rica

ou não em urânio;

2) a segunda pela geração de tantalita-(Mn) a partir de minerais do grupo da microlita em um

estágio hidrotermal associado à cristalização tardia;

3) a terceira por uma geração de minerais do grupo da microlita caracterizada pelo

enriquecimento em bário, H2O e vazios (vacancies).

A idade de 2,207 Ga em grãos de zircão e microlita do pegmatito da Mina de Volta Grande não é

coerente com a idade de cristalização de 2,121Ga para o Granitóide Ritápolis. A presença de minerais

radioativos e uma fase com enriquecimento de chumbo pode ter obliterado os resultados da datação da

microlita e do zircão.

A relação com o Granitóide Ritápolis é evidente e a composição peraluminosa do mesmo gerou

condição propicia para o que fluido granítico/pegmatítico gerasse o pegmatito da Mina de Volta

Grande. É certo que a cristalização do pegmatito deve ter ocorrido em um curto espaço de tempo,

semanas ou anos, e obviamente deve anteceder à cristalização do referido granitoide.


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APÊNDICES


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Tabela 6.01 – Análises de microssonda das amostras de concentrado do pegmatito da Mina de Volta Grande.

Formula calculada para 6 átomos de oxigênio.

% apfu Seção Ponto FeO MnO Nb2O5 Ta2O5 Fe Mn Nb Ta Mn/(Mn+Fe) Ta/(Ta+Nb)

SAE-037-2Q 1 1.46 15.58 29.32 53.65 0.09 0.94 0.95 1.04 0.92 0.52 SAE-037-2Q 2 2.88 14.24 35.85 47.03 0.17 0.83 1.12 0.88 0.83 0.44 SAE-037-2Q 4 2.01 13.84 28.79 55.36 0.12 0.84 0.93 1.08 0.87 0.54 SAE-037-2Q 5 1.95 14.10 30.75 53.20 0.12 0.85 0.99 1.03 0.88 0.51 SAE-037-2Q 7 2.08 14.56 29.58 53.77 0.12 0.88 0.95 1.04 0.88 0.52 SAE-037-2Q 8 3.05 13.22 32.92 50.80 0.18 0.79 1.04 0.97 0.81 0.48 SAE-037-2Q 9 1.34 16.50 45.43 36.74 0.07 0.92 1.35 0.66 0.93 0.33 SAE-037-3 2 3.07 12.75 33.92 50.26 0.18 0.75 1.07 0.95 0.81 0.47 SAE-037-3 3 5.76 12.46 36.49 45.30 0.33 0.72 1.13 0.85 0.69 0.43 SAE-037-3 4* 1.73 14.34 31.31 52.62 0.10 0.86 1.00 1.01 0.89 0.50 SAE-037-3 5* 2.39 13.12 31.71 52.78 0.14 0.79 1.01 1.02 0.85 0.50 SAE-037-3 6 2.73 12.46 19.09 65.72 0.17 0.80 0.65 1.36 0.82 0.67 SAE-037-3 7 2.45 14.61 30.07 52.87 0.15 0.88 0.97 1.02 0.86 0.51 SAE-037-3 8 1.47 15.03 28.15 55.35 0.09 0.92 0.92 1.08 0.91 0.54

SAE-037-4-2AQ 4 3.47 12.07 24.33 60.12 0.21 0.75 0.81 1.20 0.78 0.60 SAE-037-4-2AQ 5 0.41 15.07 28.32 56.20 0.02 0.92 0.92 1.10 0.97 0.54 SAE-037-4-2AQ 8* 2.43 13.88 30.09 53.61 0.14 0.84 0.97 1.04 0.85 0.52 SAE-037-4-2AQ 9* 3.65 12.42 31.96 51.96 0.22 0.74 1.02 1.00 0.78 0.49 SAE-037-1-Q1 1 2.55 13.78 25.25 58.42 0.16 0.85 0.83 1.16 0.85 0.58 SAE-037-1-Q1 2* 1.87 14.09 27.30 56.74 0.11 0.86 0.89 1.12 0.88 0.56 SAE-037-1-Q1 3* 0.71 14.50 27.13 57.34 0.04 0.89 0.89 1.13 0.95 0.56 SAE-037-1-Q1 4 1.38 13.55 29.63 55.44 0.08 0.82 0.96 1.08 0.91 0.53 SAE-037-1-Q1 5* 2.13 12.41 22.95 62.52 0.13 0.78 0.77 1.26 0.86 0.62 SAE-037-1-Q1 6* 1.83 14.29 34.44 49.44 0.11 0.84 1.08 0.94 0.89 0.46 SAE-037-1-Q1 7 0.72 13.65 27.19 58.29 0.04 0.84 0.89 1.15 0.95 0.56 SAE-037-1-Q1 9 2.70 11.95 21.19 64.17 0.09 0.40 0.38 0.69 0.82 0.65 SAE-037-1-Q1 10 2.00 15.41 28.10 54.49 0.12 0.94 0.91 1.06 0.89 0.54 SAE-037-1-Q2 11 4.31 12.13 38.14 45.42 0.25 0.70 1.18 0.84 0.74 0.42 SAE-037-1-Q2 14 1.90 12.34 33.75 52.01 0.11 0.73 1.07 0.99 0.87 0.48 SAE-037-1-Q2 15 3.40 12.30 35.06 49.24 0.20 0.72 1.10 0.93 0.79 0.46 SAE-037-1-Q2 16 1.03 13.20 39.94 45.84 0.06 0.76 1.23 0.85 0.93 0.41 SAE-037-1-Q2 18 1.27 16.91 42.91 38.90 0.07 0.95 1.29 0.70 0.93 0.35 SAE-037-1-Q2 19 0.55 18.72 27.14 53.59 0.03 1.14 0.88 1.05 0.97 0.54 SAE-037-1-Q2 20 2.26 27.42 22.23 48.10 0.14 1.68 0.73 0.95 0.92 0.57 SAE-037-1-Q3 23 3.84 12.54 30.46 53.17 0.23 0.76 0.98 1.03 0.77 0.51 SAE-037-1-Q3 24 4.49 12.79 32.96 49.76 0.26 0.76 1.04 0.95 0.74 0.48 SAE-037-2-Q-1 1* 1.69 13.68 27.04 57.59 0.10 0.84 0.89 1.14 0.89 0.56 SAE-037-2-Q-1 2* 2.07 14.73 30.28 52.93 0.12 0.89 0.97 1.02 0.88 0.51 SAE-037-2-Q-1 3* 1.23 14.49 29.70 54.58 0.07 0.88 0.96 1.06 0.92 0.53 SAE-037-2-Q-1 4* 2.43 13.75 27.89 55.92 0.15 0.84 0.91 1.10 0.85 0.55


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SAE-037-2-Q-1 8* 0.98 13.55 26.72 58.75 0.06 0.84 0.88 1.16 0.93 0.57 SAE-037-2-Q-2 10 4.70 13.10 34.78 47.43 0.27 0.77 1.09 0.89 0.74 0.45 SAE-037-2-Q-2 11 2.34 13.71 28.62 55.32 0.14 0.83 0.93 1.08 0.86 0.54 SAE-037-2-Q-2 12 2.43 14.49 26.26 56.82 0.15 0.89 0.86 1.12 0.86 0.57 SAE-037-2-Q-2 14 1.97 12.69 28.77 49.24 0.13 0.82 1.00 1.02 0.87 0.51 SAE-037-2-Q-2 15 1.80 14.42 35.48 48.30 0.10 0.85 1.11 0.91 0.89 0.45 SAE-037-2-Q-3 17 1.62 14.20 29.86 54.32 0.10 0.86 0.96 1.05 0.90 0.52 SAE-037-2-Q-3 18 2.42 13.87 30.86 52.85 0.14 0.83 0.99 1.02 0.85 0.51 SAE-037-2-Q-4 21 1.51 15.52 26.90 56.08 0.09 0.95 0.88 1.10 0.91 0.56 SAE-037-2-Q-4 22 1.38 13.50 28.25 56.86 0.08 0.82 0.92 1.12 0.91 0.55 SAE-037-2-Q-4 31 1.87 13.05 18.90 66.19 0.12 0.84 0.65 1.37 0.88 0.68 SAE-037-2-Q-4 32 2.29 13.14 29.14 55.42 0.14 0.80 0.94 1.08 0.85 0.53 SAE-037-2-Q-4 39 0.33 16.71 46.18 36.78 0.02 0.93 1.37 0.65 0.98 0.32

*pontos utilizados no grafico Ta/(Ta+Nb) versus Mn/(Mn+Fe) na comparação química de grãos individuais (figura 6.03).


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Ficha de Aprovação

DISSERTAÇÃO DE MESTRADO

TÍTULO: Caracterização mineralógica e geoquímica do pegmatito da Mina de Volta Grande, provincia pegmatítica de São João Del Rei, Nazareno, Minas Gerais.

AUTOR: Caymon de Siqueira Assumpção

ORIENTADOR: Ricardo Augusto Scholz Cipriano

Aprovada em: _____/_____/_____

PRESIDENTE: Ricardo Augusto Scholz Cipriano

BANCA EXAMINADORA Leonardo Martins Graça – UFOP

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Ciro Alexandre Ávila – UFRJ

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Ouro Preto, _____/_____/_____


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