ceolocra da recrao e aspecros cenÉncos
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UNIVERSIDADE DE SÂO PAULOINSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
cEoLocrA DA REcrAo E AspEcros cENÉncosDAS JAZIDAS DE ESMERALDAS DE CAPOEIRANA
E BELMONT, NOVA ERA-ITABIRA, MG.
Geysa Angelis Abreu Machado
Orientador: Prof. Dr, Hans Daniel Schorscher
DTSSERTAÇÃO DE
Programa de Pós-Graduação em
MESTRADO
Mineralogia e Petrologia
SÂO PAULO1994
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UNIVERSIDADE DE SAO PAULO
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
cEoLocrA DA REGtÃo E AspEcTos cEruÉrlcosDAS JAZIDAS DE ESMERALDAS DE CAPOE¡RANA
E BELMONT, NOVA ERA-ITABIRA, MG.
Geysa Angelis Abreu Machado
Orientador: Prof. Dr. Hans Daniel Schorscher
DrssERTnçAo DE MESTRADO
cotrilssÃo JuLGADORA
nom9
Dr. J.H.D.Schorscher^/ñ, {o,*/,fu,¿-
Presidente:
Eraminadoro6: Dr. D.P.Svisero
Dr. J.S.Bettencourt
SAO PAULO1994
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UNIVERSIDADE DE SAO PAULOINSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
DEDALUS-Acervo-lGC
I llllll ilIil ililt ltil iltil ilil ilil ilil ]til ilil iltil ilil llil
30900005120
GEOLOGIA DA REGIÃO E ASPECTOS GENÉTICOSDAS JAZIDAS DE ESMERALDAS DE CAPOEIRANA
E BELMONT, NOVA ERA-ITABIRA, MG.
Geysa Angelis Abreu Machado
Orientador: Prof. Dr. Hans Daniel Schorscher
DISSERTAçÄO DE MESTRADO
Programa de Pós-Graduação em Mineralogia e Petrologia
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INDICE
2 - OBJETIVOS
3 - LocALlzAçÃo o¡ Áne¡
4 - ETAPAS DE TRABALHO E METODOLOGIA """"""""" """"""""' 4
4.1-TRABALHoSPRELIMINARESEEMAcoMPANHAMENToDAPESoUISA....44.2 - TRABALHOS DE CAMPO """""""""""""'44.3 - TRABALHOS LABORATORIA|S""""""' """""""""""-""' 5
4.3.1 - Análises Estruturais """""""""""" 5
4.3.2 - Petlogtafia e Geoqufmica""""""""' """"""""'-"" 5
4.3.3 - Mineralogia e Cristaloqulmica """""" """""""""-" 5
4'3'3.r - Cr¡stalograf¡a "' """"""""" 5
4-3.9'2- Cristaloqufmica """""""""' """"""""""' 6
4'3.4 - lnclusöes Fluidas """""""""""""" 6
4.3.5 - lnclusões Sól¡das """' """"""""""' 7
4.4 - TRABALHOS FlNAls'..... """""""""""""" 7
5 - TRABALHOS ANTERIORES """"""" 9
5.1 . TRABALHOS ANTERIORES RÊGIONAIS """" 9
5.2 - TRABALHOS ANTERIORES LOCAIS """""' 12
6 - GEOLOGIA LOCAL...'......' """""" 14
6.1 - RocHAs sENstJ LATOGRANíTICAS E GRANITÓ|DES""""""""""""""14
6.1'1 - Bochas da Associação TTG """"""" """".'""""' 14
6.1.2 - Granltóides Borrachudos lGBl"""""""""""""""' 14
6.1.3 - Metagranitó¡des Foliados com Fluorita (MGFI """""""""""""""' 15
6.2 - SEOUÊNCIA VULCANO-SEDIMENTAR "'""' 16
6.3 - MINERALIZAçÕES DE ESMERALDAS """""""".-"""""" 18
6.4 - PEGMATÓtoes' peoueTlTos E VElos DE OU4RTZO"""""""""""""" 19
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7 - PETROGRAFIA................ ..............20
7.1 - ROCHAS SENSU LATO GRANÍTICAS E GRANITÓIDES...............'.'..-.'.....20
7.1.1 - Rochas da Associaç6o TTG .........."". -......'..'.....'.207.1.2 - Granitóides Borrachudos (G81......"'.." "".'.'..".'.... 21
7.1.3 - Metagranitóides Foliados com Fluorita {MGFI .....'..".. ......-.-'....'....24
7.2 - SEOUÊNCIA VULCANO-SEDIMENTAR .""..' 24
7.2.1 - Rochas metaultramáf¡cas e crom¡t¡tos ....'...-......'...24
7.2.2 - Anfibolitos metabásicos .......'........... .'..'..'.'.....'... 26
7.2.3 - Paßg aisses e xistos '. .-...-......'.....27
7.2.4 - Muscovita-quartzo-xistos..'..'...........'.. '..'.........'... 31
7.2.5 - ouartzo-tiot¡t8-xisÎos '. ............".... 32
7.2.6 - Rochas calc¡ossil¡cát¡cas.'."'.'...........' .."'.'...'..'.... 33
7.2.7 - Ava¡t2itos................. .'.'..........'...' 34
7.3-MTNERALIZAçÕESDEESMERALDAS.................'............'34
I - ASPECTOS ESTRUTURAIS ..'."'.....' 37
9 - GEOOUIMTCA .................. .-.-.-.-."..40
9.1 - ROCHAS SENSU LATO GRANITICAS E GRANITÓIDES.......'.."."'.."........40
9.1.1 - Rochas da Associação TTG '....'.....'..' .............'.... 40
9. 1 .2 - Granitóides Borrachudos e Metagranitóides Foliados com
F1uodta........... ..'...'..53
9.2 - SEOUÊNCIA VULCANO.SEDIMENTAR ....'". 63
9.2.1 - Rochas metaultramáficas, cromititos disseminados e equivalentes
metassomát¡cos .............."... ."'..".. 63
9.2.2 - Anfibolitos metabás¡cos ...............'..' .'.'.........'..... 71
1O . ASPECTOS CRISTALOOUIMICO.MINERALÓGICOS DAS ESMERALDAS DAS
JAZIDAS DE CAPOEIRANA E BELMONT. .."...."" 80
1O.1 - TNTRODUçÃO............. ..."'..'.'.".....'......8010.2 - PROPRIEDADES FfSICAS DAS ESMERALDAS ...........................'...'..'...80
10.3 - PROPRTEDADES ÓTICAS DAS ESMERALDAS..........'....'........."........'...83
1O.4 - PARÂMETROS DE CELA UNITÁRIA ...'""..8310.4.1 - Fundamentos '.. "" 83
10.4.2 - Estudos Realizados ....'.....'..'.""" 84
10.5 . SUBSTITUIçÕES NA ESTRUTURA CRISTALINA DAS ESMERALDAS "".. 86
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10.6 - A ACUA e O CO2 NOS CANAIS ESTRUTURAIS DA ESMERALDA.......... 89
10.6.1 - Fundamento¡ ".."...891O.6.2 - Estudos de Ëspectrografia no lnfravermelho (lRl Realizados........' 95
10.7 - TNCLUSöES FLUIDAS flF)................. .......9510.7.1 - Fundamentos .........95
10.7.1.1 - Petrografia Microscópica de lF.'.'..'.....'.'..'........'..'.......971O.7.1 .2 - M¡crotermometria de lF.'....... ................ 99
1O.7.2 - Estudos de lF das Esmeraldas de Capoeirana ...... 101
'1O.7.2.1 - Caracterização Microscópica das lF das Esmeraldas de
Capoeirana ...... ....'......... 101
1O.7.2.2 - Dados M¡crotermométricos de lF ...".'.'..".....'.'.'..'....' 1O2
1O.7.2.3 - Espectroscopia Micro-Raman ....'.......... 107
10.8 - TNCLUSöES SÓL|DAS.... ....................... 108
11 - EVOLUçÃO GEOLÓGICA, PETROGÊNESE E METALOGÊNESE: RESULTADOS
pRrNcrpArs, TNTERPRETAçÕES E MODELOS .... 110
12 - REFERÊNC|AS B|EL|OGRÁF1CAS............ ........... 1 18
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ÍNDICE DE FIGURAS
Figura 1: Mapa de local¡zaÉo e acesso.....'.... " """-" 03
Figura 2: Esboço geológico regional... ... " "" """ " 10
Figura 3: Diagrama SiO2 vs demais óxidos para as rochas da associaçåo
TTG ................. .................. 43
F¡gura 4: Diagrama baseado nos paråmetros P e Q (Debon & Le Fort, 1983)' para as
rochas da associaçåo TTG. .'............ "'"""44
Figura 5: Diagrama triangular ab-an-or (O'Connor, 1961) para as rochas da
associaçáo fiG .
F¡gura 6: D¡agrama R1R2 (La Roche, 1980) para as rochas da associaçáo
TTG ................. ........... . .... 46
Figura 7: Diagrama baseado em minerais característ¡cos e máf¡cos (Debon & Le Foft,
1983), para as rochas da associação TTG ...'.. .' ""' 45
Figura 8: Diagrama SiO2 vs total de álcal¡s (Middlemost, 1985) para as rochas da
associaçåo TTG ................ " "" 46
Figura 9: Diagrama Q-A-P (Le Maitre, 1989) para as rochas da associação
TTc................. ................ 46
Figura 10: Diagrama triangular Rb-Ba-Sr (El Bouseily & El sokkary, 1975) para as rochas
da associaçåo TTG ......'....'. . """""" "" 48
Figura 11: Diagrama baseado nos fatores R1R2 (Batchelor & Bowden, 1985) para as
rochas da associafro TTG. ...........'.. "" "" 49
Figural2:DiagramaSiO2vsFeO'/(Fsg'+MgO)(Manlar&Piccoli,1989)paraasrochas da associaçáo TTG.....'.'......... " 49
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Figura 13: Diagrama baseado no fnd¡ce de Shand (Maniar & P¡ccoli,1989) paria as
rochas da associaçåo TTG...'............. 50
Figura 14: Diagrama baseado nos elementos menofes Y, Nb, Rb (Pearce et al., 1984),
para as rochas da associação TTG... .. .. . .... .. .." .. "" 50
Figura 15: Repfesentação das amostras da associaçåo TTG no diagrama de whalen
et al. (1987) " " 51
Figura 16: ,'spidergrams" expandidos e normal¡zados em valofes do manto primitivo -
PRIM, para as rochas da associaçåo TTG.. ......."..... " " "" 52
Figura 17: "spidergrams" normalizados em granitóides de dorsal oceånica - ORG,
para as rochas da associaçåo TTG......... ...'.. """""'-""""' 52
Figura 18: Diagrama triangular ab-an-or (O'Connor, 1961) para os Granitó¡des
Borrachudos (GB) e Metagran¡tó¡des Foliados com Fluorita (MGF) " " . "" 55
Figura 19: Diagrama baseado nos parâmetros P e Q (Debon & Le Fort' 1983) para os
GBeMGF """" "" "55
Figura 20: Diagrama SiO2 vs total de álcalis (Middlemost, 1985) para os GB e MGF " " 56
Figura 21: Diagrama triangular Q-A-P (Le Maitre, 1989) para os GB e MGF " "" " 56
Figurc 22. Diagrama RtR2 (La Roche, '1980) para os GB e MGF '... ..."" " """"""""""'57
Figura 23: Diagrama baseado em minerais característicos e máñcos (Debon & Le Fort,
1983) para os GB e MGF ....'.......'... """""" 57
Figura 24: Diagrama baseado no lndice de Shand (Maniar & P¡ccoli, 1989) para os GB
e MGF.............. .......... ... ...58
Figura 25: D¡agrama triangular Rb-Ba-Sr (El Bouseily & El Sokkary, 1975) para os GB
eGMF.............. ... 58
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Figura 26: Diagrama sio2 vs Feo'/(Feo'+ MgO) de Maniar & Piccoli (1989) para os GB
e MGF.............. """ """ 60
Figura 27: Diagrama baseado nos fatores R1R2 (Batchelor & Bowden, 1985), para os GB
eMGF.............. """" 60
Figura 28: Diagrama baseado nos elementos menores Y, Nb, Rb (Pearce et al., 1984) para
os GB e MGF......'.......... """" "" " """' 61
Figura 29: Representaçáo das amostras de GB e MGF no diagrama de vvlalen et al.
(1987).............. """ " 61
Figura 30: ,,spidergrams" expandidos e normalizados em PRIM para os GB e MGF .........62
F¡gura 31: "spidergrams" normalizados em ORG para os GB e MGF "" " " " """ '- " 63
Figura32:D¡agramasiO2vstotaldeálcalis(LeMaitre,1989)paraasrochasmetaultramáficas e cromititos menos alteradas pelos processos
metassomát¡cos e m¡neral¡zantes'... . ". " "" """""" 65
F¡gura 33: Representação das fochas metaultramáficas e cfomititos menos alteradas
pelos processos metassomát¡cos e m¡neralizantes no diagrama de
Jensen (1976).. "" " " 65
Figura 34: Diagrama K2O vs Rb + Ba para as rochas metaultramáficas, cromititos
disseminados e equivalenles metassomáticos "" " "" 66
Figura 35: Rochas metaultramáfìcas não metassomatizadas representadas em
"spidergrams" expandidos e normalizados em PRIM " " " 68
Figura 36: Cromit¡tos náo metassomatizados representados em "spidergrams" expandidos
e normalizados em PR1M.......... - " " 68
Figura 37: Rochas metaultramáfiCaS metassomatizadas representadas em "spidergrams"
normalizadosemcomposiçöesméd¡asdasrochasmetaultramáficesnão
metassomatizadas............. .... " " ""7o
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Figura 38: Crom¡t¡tos metassomatizados repr.esentados em "spidergrams" normalizados
em comPosições médias dos crom¡titos nåo melassomat¡2ados.........""""' 70
Figura 39: Diagrama sio2 vs total de álcalis (lrv¡ne & Baragar, 1971) para os anfibolitos
metabásicos ...'.."...."""-"' 72
Figura 40: Diagrama triangular baseado em elementos maiores (lrvine & Baragar, 1971)
para os anfibolitos metabás¡cos ..'...."""""72
F¡gura 41: Diagrama triangular baseado em elementos maiores (Jensen, 1976) para os
anfìbol¡tos metabásicos . '."""" "" """ 73
Figura 42: Diagrama SiO2 vs ZrÆiO2 $Mnchester & Floyd, 1977) para os anf¡bolitos
metabás¡cos .'...'..""""""" 74
F¡gura 43: Diagrama Ti vs Zr (Pearce & cann, 1973) para os anf¡bolitos metabás¡cos...... 75
Figura 44: Diagrama Ti vs Cr (Pearce, 1975) para os anfibolitos metabás¡cos.... ...."'.---"" 75
Figura 45: Diagrama Ti vs V (Shervais, 1982) para os anfibolitos metabás¡cos........ "." 76
F¡gura 46: "Spidergrams', expandidos dos anfibolitos metabásicos, normalizados em
PR|M................ ..""..... -....77
Figura 47: "spidergrams" dos anf¡bolitos metabásicos, normalizados em MORB.. ..'.. " 77
Figura 48: "spidergrams" dos anf¡bolitos metabásicos c,om alofana, utilizando como
valores de normalizaçáo a composição da amostra G-1 .... .....""' """""-'78
Figura 50: Os cana¡s estruturais do berilo.... ...... "" " 81
Figura 5l: A cela unitária do beri1o........... .."" " " 84
Figura 52: Distribuiçáo das moléculas de água e dos ions alcalinos nos cana¡s estruture¡s
do berilo (segundo Bakak¡n & Belov, 1962).......... ..... " 91
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Figura 53: Distribuiçþo das moléculas de água e dos íons alc¿linos nos cana¡s estruture¡s
do berilo (segunclo Wood & Nassau, 1968)..'............. " " 91
Figura 54: Posicionamenlo dos const¡tu¡ntes das fases fluidas nos canais estruturais do
berilo (segundo Aines & Rossman, 1984) ..... .. ...... """"""' 92
Figura 55: Dados m¡crotermométricos das amostras de esmeraldas de veios de
quarlzo ............ "" """"' 104
Figura 56: Dados microtermométr¡cos das amostras de esmeraldas de xistos................. 105
Figura 57: Dados m¡cf otermométricrs da amostra G-38d (esmeralda assoc¡ada a x¡sto)
que sofreu homogeneizaçåo do CO2 somente para o líquido" """ """ 106
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fnolce oe TABELAS
Tabela 1: lnlervalos de variat'o das direçöes da foliaçäo (Fnr1) dos litotipos principais da
área de estudo """" "" " 39
Tabela 2: Razão R = FeO x 1J114,Fe2os' calculada de diferentes litotipos ácidos a
intermediários do Quadrilátero Ferrifero (HeÍz, 1970) representados
em função dos teores de sílica (Dav¡es, 1993)..". "" "" "" " " " " " " 40
Tabela 3: Resultados das análises de Be via Absorfro Atômic¿, nos Granitóides
Bonachudos e Metagranitóides Foliados com F|uorita """""" """" " " " 59
Tabela 4: fons importantes na estrutura do berilo....... . " "" " " " '- 82
Tabela 5: Principais propriedades físicas da esmeralda de capoeirana, segundo Epste¡n
(rs8e).............. ..........".....-82
Tabela 6: Parâmetros de cela unitária das esmeraldas de capoeirana, em comparaçåo
com dados da literatura de berilo puro (Bragg & West, 1926) e com
valores médios de ao e co das esmeraldas de Belmont (Souza' 1988) ' 85
Tabela 7: Variaçao do conteúdo de metais alcalinos e alcalinos tenosos nos berilos (em
o/o de peso de óxidos)........ "" " """"" " 87
Tabela 8: Variação dos elementos de transição no berilo, em % de peso dos óxidos
(extraído de Sinkankas, 1981).......... ..... "" " "" " " "":89
Tabela 9: Classificação de esmeraldas natura¡s e sintéticas de acordo com espectros
de absorçåo no lnfravermelho no ¡ntervalo entre 3500 e 38OO crn¡,
segundo Schmetzer (1990)... ........' "" 94
Tabela 10: Os espectros de absoção no lnfravermelho para as esmeraldas de
Capoeirana....., "" " 95
Tabela 11: Bandas micro-Raman caracterist¡cas das espécies ¡ônica e moleculares voláteis
¡dentificadas nas lF das esmeraldas de Capoeirana " "" 108
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fabela 12: Tipos de depósitos de berilo (segundo Sinkankas' 1981) " """"' """'--"""' 1'12
Tabela 13: Classificaçåo genética dos depósitos de esmeraldas, baseada na fonte do
berílio e dos cromóforos, tipos de inclusóes e "impurezas" (segundo
Schwaz, 1987)........'....... """" " ""' 113
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l¡¡olcg op ANExos
ANEXO 1: Limites de detecção de Fluorescêncìa de Raios X
ANEXO 2; Dados estrutura¡s completos e diagramas de frequência
ANEXO 3: Dados anallt¡cos litogeoquím¡cos e normas CIPW
ANEXO 4: Difratogramas de esmeraldas e cálculo dos paråmetros de cela unitária
ANEXO 5: Espectros de absorção no lnfravermelho
ANEXO 6: Espectros micro-Raman das fases fluidas das inclusões fluidas
ANEXO 7: Mapas de pontos e geológico da região das jazidas de esmeraldas de
Belmont e CaPoeirana
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RESUMO
A regiåo da jazidas de esmeraldas de capoeirana e Belmont, Minas Gerais, foi
estudada quanto à evolução geológica precambriana e sob aspectos genéticos das
m¡neral¡zaçóes de esmeraldas. Os métodos de trabalho foram de geologia de campo,
incluindo mapeamento (1 : 10.OOO) e amostragens para estudos petrográf¡co-geoquímicos e
mineralógico-cristalográf¡cos.
Aáreaestudada'parcaqualéapfesentadoummapageológicoemescala1:18.000, é parte do extremo NE do Quadrilátero Fenífero e, como tal, de evoluçáo arqueG'
prolerozóica policíclica. No quadro geotectônico regional, situa-se na borda SE do Cráton do
såo Francisco, em suas porçöes transicionais, entre as partes estáveis do cráton a w, e a
faixa móvel policíclica do Cinturáo Atlântico a E. A evolução geológ¡ca compreende estágios
arqueanos, representados por associações de gnaisses e granitóides TTG e terrenos granito'
grcenstone belf, e estágios de retrabalhamentos teclonc.metamórficos proterozóicos. As
mineralizagóes de esmeraldas também se devem a processos arqueanos e proterozóicos.
As rochas TTG, m¡gmatitos (de anatexia), gnaisses metatéticos e metagranitóides
pol¡metamórflcos são os l¡totipos arqueanos mais ant¡gos da reg¡åo. Oconem em corpos
restritos preservados dos retrabalhamentos proterozóicos, no ¡nterior dos corpos regionais de
Granitóides Bonachudos e Metagranitóides Fol¡ados com Fluorita. Såo rochas, em geral,
cinzas claras, hololeucocráticas, ricas em quartzo (per-quartzosas), calci-sód¡cas e levemente
córindon-normativas. lncluem ainda t¡pos mais evoluídos, sodi-potássicos e, entre estes,
alguns com tendências de granitos t¡po A. As rochas da associação TTG såo consideradas
de origens ígneas, orogênicas, e, em termos de análogos modemos, mais similares a
gran¡tos de arcos cont¡nentais.
Assequênciasmetavulcano-sed¡mentaresdeCapoeiranaeBelmontsãoconsideradas mais jovens que as rochas TTG, sendo partes teclon¡camente disruptas de um
gÊenstone Delf arqueano. Distinguem-se das rochas TTG (pol¡metamórficas de alto grau) por
um h¡ato metamórf¡co: foram afetadas por apenas um metamorf¡smo de baixo grau arqueano
(no f¡nal da evolução greenstone belf), seguido, no Proterozóico lnferior a Médio' pelo
princ¡pal metamorf¡smo reg¡onal progressivo, de grau variável - méd¡o a alto - na área
estudada. As sequêncìas metavulcano-sedimentares compreendem grande variedade
litológicã, incluindo æmo t¡pos essencia¡s x¡stos e anf¡bolitos metaultramáficos, anf¡bolitos
metabásicos a meta¡ntermediários, gnaisses e x¡stos metavulcânoclásticos, calciossilicáticos
e metassed¡mentares clásticos (derivados de pel¡tos/s¡lt¡tos, arenitos líticos e de quartzo-
aren¡tos/quartz¡tos). Destacam-se, entre outras, como caractefíst¡cas típicas de greenstone
belf ârqueano a sucessáo litológica geral e, em parlicular, a natureza extrusiva das rochas
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metaultramáf¡cas que ocorTem como corpos e/ou nfveis delgados (de espessuras de poucos
metros a submétricas) concordantes com as demais litologias metavulcano-sed¡menteres.
Estes apresentam, às vezes, pequenas concentrações de cromitas na forma de cromitilos
disseminados com teores baixos a médios, e sempre anomalias geoquímicas de zinco (várias
centenas de ppm) que se devem aos teores deste elemento na estrutura das cromitas
acessórias e cumuláticas. Os anfibolitos metâbás¡cos e metaintermed¡ários, em sua grande
maioria, såo também de origens extrusivas. Alguns apresentam evidências de alterações
hidrotermais-metassomáticås pré-metamórficas, sendo cumm¡ngtonita-granada-cordierita-
anfibol¡tos, ou ainda, m¡neral¡zações de scheel¡ta. As rochas mais preservadas dos processos
hidrotermais e m¡neralizantes indicam fìliaçåo oceånica de toleítos de baixo potássio e/ou de
fundo oceånico e, possivelmente, foram gerados em ambiente de bacia retro-arco. As rochas
metassed¡mentares evoluem na sucessåo lito-estratigráfica inferÍda de composiçóes imaturas,
com considerável contribu¡çåo vulcano-clástica (t¡po grauvecås/subgrauvacas) assoc¡âdes às
rochas metavulcånicas máficas, para composições mais maturas, Pobres ou isenlas destas
contribuições, incluindo muscovita-quartzitos, quarlzo-muscovita'xjstos e raros quartz¡tos.
Na fase orogênica, ao f¡nal da evoluçåo grcenslone belt, a ârea estudada soffeu
em toda a sua exlensåo retrabalhamentos estruturais e metassomáticos fortes,
acompanhados de metamorfismo de grau ba¡xo a, eventualmente, médio' pelo
desenvolv¡mento de zonas de cisalhamento cn¡sta¡s profundas de dimensões reg¡onais. A
combinaçáo destes processos resultou na transformação das rochas TTG em blastom¡lonito-
gnaisses metassomát¡cos que são os Granitóides Borachudos (GB). Sua composição é de
álcali-feldspato-granitos hololeucocráticos com fluorita e cårbonato 'primário"' ricos em
quartzo (peÊquartzosos) e elementos incompatíveis, que lhes conferem algumas
características geoquímicas de gran¡tos tipo A. Destaca-se, sob aspectos metalogenéticos, a
presença do Be que se constitui nestas rochas numa anomalia regional positiva. A
composiçåo dos fluidos metassomát¡cos, indicada pelas composições dos GB e das rochas
metaultramáficas metassomatizadas em esmeraldas, fo¡ alcalina, potássica, com evoluçåo
para sódica e cálcica, portadora de Be (mais provavelmente, na forma de íons complexos
com fluoreto e/ou carbonato), Al e Si, também solúveis em soluções alcal¡nas, entre outros.
As reaçóes destes fluidos com as rochas metaultramáf¡cas ricas em elementos cromóforos
(cr, v, Ni, Fe, entre outros) das sequências metavulcano-sed¡mentares de capoe¡rana e
Belmont originaram nestas, nas zonas de c¡salhamento crustal dúctil-rupt¡l' por processos
metassomáticos s¡nmetamórf¡cos, as mineralizaçöes de esmeraldás Cle t¡po xisto e as
mineralizações assoc¡adas de tipo veios/mobilizados de quartzo de idade arqueana.
A evoluçâo proterozóica é representada na área estudada principalmente pelo
desenvolv¡mento do principal evento de metamorfismo regional progressivo e deformações
associadas. O grau metamórfico regional aumenta sistemat¡cåmente da fácies xisto verde
![Page 17: cEoLocrA DA REcrAo E AspEcros cENÉncos](https://reader038.vdocuments.net/reader038/viewer/2022102512/5872172c1a28abf7458be80b/html5/thumbnails/17.jpg)
superior/anf¡bolito ¡nferior - nas extrem¡dades W da área, a anfibolito médio - nos aredores
de Belmont, e para anfibolito médio/superior - na região de Capoeirana. Este metamorfismo
causou o retral¡alhamento progressivo dos GB, transformando-os em Metagranitó¡des
Foliados com Fluorita (MGF). Tais transformaçóes foram essencialmente textureis e
mineralógicas, preservando nos MGF, entretanto, prat¡camente na íntegra, todas as
caracteristicas geoquímicas globais, inclusive a anomalia positiva de Be dos GB O grau
metamóff¡co reg¡onalmente mais elevado, a E da iazida de Belmont, iniciou processos de
anatexia e fusão parcial nos MGF produzindo pegmatóides e pegmat¡tos, alguns destes
berilíferos, ¡nclusive portadores de águas marinhas. Pegmató¡des intrusivos na sequência
metavulcano-sedimentar de Capoeirana (outrossim, ausentes em Belmont), apresentam-se
menos deformados que as encaixantes e podem conter xenólitos (fol¡ados/dobrados) destas
em disposição aleatória. Quando intrusivos nas rochas metaultramáficas são frequentemente
mineralizados em esmeraldas. Estes pegmatóides representam um evento proterozóico de
mineralizaçåo de esmeraldas, metamórfico, de médio/alto grau, relacionado à anatexia ¡nic¡al
dos MGF. possivelmente, formaram-se neste evento também as alexandritas de Capoeirana,
outross¡m, desconhecidas em Belmont, e das quais ¡nexistem, a presente, evidências
metalogenéticas de mineralizaçðes ín sifu.
A evoluçáo geológica do Proterozóico Médio e Superior deixou poucos reg¡stros
mineralógico-petrográf¡cos na área estudada. Exceçåo deve ser feita a processos locais de
reh¡drataçåo e retrometamorf¡smo traco, incluindo a formação de epidoto, carbonato, clorita,
sericita, que ocofTe, principalmente, em zonas de reativaçåo de falhas e fraturas.
Alguns estudos especiais Efetuados nas esmeraldas, separando os diferentes
tipos de associa$es genét¡cas de m¡neral¡zações (em x¡stos, ve¡os de quartzo e veios
pegmatóides), indicaram a nalureza secundária complexa das inclusóes fluidas estudadas,
pela diferença composicional das fases fluidas - sempre fic,as em co2 - em relaçáo aos
fluidos dos canais estruturais - sempre pobres em CO2 lndicaram ainda que todas as
amostras estudadas pertencem ao grupo de esmeraldas com elevados teores de álcalis-
![Page 18: cEoLocrA DA REcrAo E AspEcros cENÉncos](https://reader038.vdocuments.net/reader038/viewer/2022102512/5872172c1a28abf7458be80b/html5/thumbnails/18.jpg)
ÁBSrRÂCr
The region of lhe capoe¡rana and Belmont ementd deposils, Minas Genis, Bnzil,
was studied with rcference to the Precambrian geologicat evolution and genetic aspecfs of
the emerald deposrTs. The work nethods ínctuded field geolqy and mapping (1:10 000) ' as
well as sampling for petrognphicgeochem¡cal and minenlogical+rystallognphic sfudies.
The area, for which a geotogicat maP in the scale 1:18'000 is presented, is a pad
of the extreme NE port¡on of the Quadtitátero Fenífero (lron Quadnngle) and ol polycøic
Archaean and Prolerozoic evotul¡on. ln the regional geoleclonic fnmework it' is situaled on
the SE bod,er of lhe São FÊnc¡sco Craton, in ¡ts tñns¡t¡onal podíons between the stable pafts
of the crcton in the w and the potwwl¡c Altantic mobíle belt in the E. The geological
evotution cornpnses Archaean sfages feplese nted by associafions ol TTG gneisses and
granitoids, as wel/ as by g?¡n¡tef/rcenstone belt lerrains, which suffercd Proteþzoíc sfages of
tectonometamorphic Êwoúings. The emeratd minenlizations arc also due to both Archaean
a nd Prote rozoic Proc€sses.
The TTG rocks, analectic migmatites, metatecl¡c gneisses and metagran¡toids arc
polymetamorphíc and the rcgion's o/desf rocks. They occur as restrbfed rel¡ct bodies thet
sutvivød the Proterczo¡c eworkíngs, enclosed in the Botachudos Gnnitoids and/or the
Fotiated Ftuorite-bearing Metagrcnitoids, both of reg¡onal extent. They are geneÊlly
hololeucocñ]tic tightgrcy quañz-rich (perquartzous,) rocks of calci-sodic and sl¡ghtly corundon
normat¡ve composit¡on. Some morc evolved sodËpofassic tÛcks, amongst which, some
tend¡ng lo A-type granites also occur. The TTG þcks arc cons¡dercd of igneous orogenic
origins and, when compared to modem analogues, arc moÊ sim¡lar to continental arc
gran¡to¡ds.
The metavolcano-sed¡mentary seguences ol capoeirana and Belmont are
considered younger lhan lhe TTG rocks, Êprcsent¡ng teclonically disrupted pafts of an
Archaean greenstone belt sequence. They show a metamoqh¡c hiatus, when compaÞd to
the highande potymetamorphic TTG rocks- They werc affected by only one lowgnde
Archaean metamoryh¡sm (at the end of the gÊenslone betl evolution), followed ¡n the lower to
m¡ddte Proterozoic by the main progessive reg¡onal melamoryh¡sm, wh¡ch aflained medium lo
h¡gh gracles in the studied arca. The volcano-sedímentaty sequences compise a large nnge
of titholog¡es, including, among the essenfia/ types, metaultÊrnaf,c scålsfs and amphibolites,
melabasic to melaintermed¡ate amph¡bolites, gneisses ard scñlsfs ol volcanoclastic calc'
silicate and clastic (pelite/siltite, t¡thic arcnites and quaftz'arcn¡te) oig¡ns The general
tilhologicat successions aÊ guite typicat for Archaean grcenstone belts, pañicularly with
respecf fo the extrusive nature of lhe metaultnmafics thal octur as concotdant rock bodies or
![Page 19: cEoLocrA DA REcrAo E AspEcros cENÉncos](https://reader038.vdocuments.net/reader038/viewer/2022102512/5872172c1a28abf7458be80b/html5/thumbnails/19.jpg)
horizons of sma (netñc lo submetric) fl¡icftnesses ¡nlercatatëd with lhe olher metavolcano-
sedimentary lithologies. They somet¡mes sñow minor chrcmite concentrations as
dissem¡nated low to medium gnde chromitites and always possess geochemical z¡nc
anomal¡es (¡n lhe ' ,nge ol several hundred ppm), the zinc being struclunlly bound in the
chmmite taftices. The metabasic and meta-intermediate amph¡bolites arc also mostly of
extrus¡w orþins. so/r,e show hydrothermat metasomatic pre'metamorphic altentions, being
cummington¡tegametaod¡edte amph¡bot¡tes and some even have scheel¡te m¡neral¡zalions.
The rocks thal are ôesf presei'ved frcm the hydtothemat and m¡neÊl¡zing processes ¡nd¡cate
ocean¡c otig¡ns of tow K-thoteiites and/or ocean foor ôasa/fs and were poss¡bly formed in the
retro-arc basin environment. The metased¡nenlary rocks evolve ¡n the infened
I¡thostrat¡graph¡c sucçession Írcm low matutity deposifs w¡th cons¡derable volcanoclastic
contribut¡ons (graywackes/sub9raryackes) to more maturc compositions, which are poor in
ot free of volcanoclasfics, inctuding muscoviteguaftziles, quaftz-muscow?e-schrsfs and, rarely,
quañz¡tes.
Duríng the frnal orogen¡c stage of the greenstone bett evolut¡on the study a/ea as
a whole suffercd strcng slructunl and metasomatic rcwofuitrgs accompan¡ed by low to
eventually medium gÊde metamorphism in the course ol the development of deep crustal
shear zones of regional extent. The combinat¡on of these pro¿resses resulted in the
tnnsformation of the TTG tocks ¡nto metasomat¡c btastomytonite gneisses, the Borrachudos
Gran¡to¡ds (GB). They aß hololeucocË,t¡c quaftz-tich (perquarhose) atcal¡ feldspar gran¡tes
with f,uorite and 'pimary' catbonate, tích in ¡ncompatibte elements' These give the GB some
geochem¡cal charactedstics of A-type gran¡tes. Conceming the metallogenetic aspects, the
presence ol Be ¡s relevant; in the GB, it chancterizes a Posîtive geochøm¡cal anomaly of
rcgionat extent. The composition of the rnetasomatic ,?u.dls, as indicated by the GB
composition and of the metasomal¡zed metauttnmafic rocks w¡th emerald m¡neralizat¡ons'
was alcal¡ne, potassic, with a tater evotution toward sodic and calcic compositions, Be'
bearing, most pt1|,babty as complex ions with fluo¡ine and catbonate, as wel/ as Al- and si-
bearing (atso sotuble in alkatine sotut¡ons), among otheß. ln tlts- ruptíle4uctile shear zones,
metasomatic syn-metamorphic rcactions of lhese fluids with the metaullnmafic rocks of the
vulcano-sed¡mentary sequenccs from capoe¡rana and Belmont, ñch ¡n chromophorous
ete.¡nents (cr, v, Ni, Fe, among otheß), PtoducÊd the emeratd m¡nercl¡zat¡ons of the schist
type and the associated emenld m¡neralizat¡ons of the quaÉz veinlmobilisale type of
Archaean age.
The Prclerozoic evolution is epresented in lhe study area ch¡efly by the
development of the maìn event of prcgressive reg¡onat metamorph¡sm and associated
deformations. The reg¡onat metamorphic grade ¡ncrcases systematically lrcm upper
greenschist/lower amph¡botite facies in the w, æaching the medium amphibolite facies in the
![Page 20: cEoLocrA DA REcrAo E AspEcros cENÉncos](https://reader038.vdocuments.net/reader038/viewer/2022102512/5872172c1a28abf7458be80b/html5/thumbnails/20.jpg)
Belmont area and the mediunlupryr ampltibotite facies in tlp- Capoeinna region' Th¡s
metamorphism caused the pfogrEssive reworlcing ol lhe GB, tÊnslom¡ng lhem into the
Fot¡ated Metagran¡toids with Ftuorite (MGF). These transfomations werc essentially textunl
and minentogical ones, however, preserving atmost lotalty all of thø bulk geochemical
characteríst¡cs, ¡nctud¡ng the pos¡tive Be anomaty of the GB in the MGF. The hígher Eg¡onal
metamorphic grade in the arca E of lhe Belmont emerald &posit initialed pfocesses of
anatexis and padial fus¡on in the MGF, producing pegmato¡ds and pegmat¡tes, some of these
beryt-beañng, including the gem variety aquamarine. lnlrusive pegmato¡ds ¡n the
metavolcano-sedirnenta,y sequence of Capoe¡rana (otheruise absent in Belmont) aß /ess
deformed lhan the ¡,osf rocks and may conta¡n randomly distributed, foliated or folded host
rock xenotiths. Where they ¡ntrude the nÊtaultÊmafîc rocks, these pegmato¡ds aE frequently
emerald m¡nenl¡zed. The pegmato¡ds reprcsent a Prcterozo¡c event of emetdld
minenlization of medium lo high gnde ÍÊtamoryh¡c otig¡ns, related to the initial analexis of
MGF. Possibly the alexandites from CapoeìÊna - at prcsent unknown from in s¡lu
m¡nentizations and absenl in Belmont ' were also formed during th¡s event.
The middle and tate Proterczo¡c geological evolution caused only insignificant
minentogicat and pelrograph¡cat ¡mptints in the study ale-a. Except for local p/ocesses of
rchydntation and weak retrcnetamoryhism, including the formalion of epidote, catbonates,
chtotite, sedcite, thal occuned ma¡nly in zones ol rcactivaled folds and fractußs.
sofrre specral stud¡es concentnted on the encrclds, distinguishing between 1he
different minenlogical associations and genet¡c types of these mineralizations lscñ,sfs ¡,osfe4
vein quaftz and pegmalo¡d veins). Fluid inclus¡ons indicated lhe secondary nalure and
complex compos¡t¡on of the ftuid phases. Ihese arc C)2-tich in the ñuid inclusions, and very
CO2-poor in the channel ftuids. /R-sfudies also ¡ndicated, that all the studied emeralds belong
to the group of emeralds with high alkali contents
![Page 21: cEoLocrA DA REcrAo E AspEcros cENÉncos](https://reader038.vdocuments.net/reader038/viewer/2022102512/5872172c1a28abf7458be80b/html5/thumbnails/21.jpg)
AGRADECIMENTOS
Ao conclu¡r esta disserlaçåo de Meskado, ora apresenlada ao Programa de
Mineralogia e Petrolog¡a do lGc/USP, aproveito para expressar os meus mais sinceros
agradecimentos a diversas pessoas e lnst¡tu¡ções cuja colaboraçåo foi dec¡siva para a
conclusão deste trabalho.
Em primeiro lugar, agradeço ao Prof. Dr. Hans Daniel Schorscher, pela orientaçåo
desta tese e pelo apoio e incentivo proporcionados em todas as fases do trabalho.
Agradeço também a Dra. Rosa M. S. Bello, responsável pelo Laboratório de
lnclusðes Fluidas do DMP/IGC/USP pelo valioso auxílio preslado durante a fase de obtençâo
e interpretação dos dados leboratoria¡s relativos às inclusóes fluidas; ao Prof. Dr. Kazuo
Fuzikawa do CDTN/Belo Horizonte pela grande ajuda na obtençåo dos dados de
espectroscopia m¡crG.Raman e inlerpretaçåo dos dados microtermomékicos; ao Prof. Dr.
Valdeci Janasi, que colaborou em diversas partes, como por exemplo, na ¡nterpretaÉo dos
dados geoquím¡cos € resolução de dificuldades no uso de miøocomputadores; ao Prof. Dr.
Caetano Juliani que contribuiu na revisåo do mapa geológico; ao Prof. Dr. Eronaldo Bonfim
Rocha do IAG/USP que colaborou pessoalmente na ¡dentif¡caçáo das inclusões cristal¡nas
por meio do microscópio eletrônico de vanedura; ao Técn¡co Flávio M. S. Carvalho do
Leboratório de Raios X do lGc/USP que ajudou na obtenção dos dados cristalográficos; a
Gianna Maria Garda que, com mu¡to entusiasmo, acompanhou-me em todas as etapas de
campo: e a Karina Vancini pela espec¡al colaboraçåo na formataçåo e impressão do texto
final.
Colaboraram também de forma decisiva para a execuçåo deste trabalho os
seguintes pesquisadores, amigos e colegas que de uma ou outra maneira contribuiram para a
real¡zação deste trabalho: Femando Helí Romero Ordóñez, Ângela Beatriz de Menezes, Zélia
Aguiar, Alc¡na Magnólia Baneto, Alba Betina da Reissure¡çáo More¡ra Dias dos Santos,
Howard-Peter Kombrink Davies, Lucy S'anntana, Wagner Maringolo, Míriam Ch¡eko Shinzato
e Annabel Perez Aguilar.
Agradeço também ao Sr. Cláudio Hopp e demais membros do Laboratório de
Laminação do lGc/USP, ao pessoal da gráfica do lGc/USP em nome do Sr. Dalton Mãchado
Silva, aos funcionários da secretaria do DMP, Marta José da Silva e Tadeu Caggiano, e a
todos os funcionários da biblioteca.
Ao CNPq pela concessåo de bolsa de estudo que viab¡lizou esta pesqu¡sa
Por f¡m, mas não por último, agradeço à Maria Mazzarcllo Cerceau lbrahim e a
todos os amigos com os qua¡s conv¡vi nestes últimos três enos em Såo Paulo, Marco Antônio
Jardim Guena, Sérgio Vizeu, Regina Maria de Matos Jorge e Luís Mário de Matos Jorge-
![Page 22: cEoLocrA DA REcrAo E AspEcros cENÉncos](https://reader038.vdocuments.net/reader038/viewer/2022102512/5872172c1a28abf7458be80b/html5/thumbnails/22.jpg)
De modo muito €spec¡al, agradeço a minha família que mesmo distanle estavapresente em todas as horas, acreditando e nåo perm¡t¡ndo o meu esmorecimento nas fases
finais desle trabalho.
![Page 23: cEoLocrA DA REcrAo E AspEcros cENÉncos](https://reader038.vdocuments.net/reader038/viewer/2022102512/5872172c1a28abf7458be80b/html5/thumbnails/23.jpg)
1 ,.lNrRoDUçÃo
Esta pesquisa propöe-se ao estudo detalhado dos terrenos precambrianos,
policíclicos e polimetamórf¡cos, de uma área de aproximadamente 100 Km2 do extremo
nordeste do Quadrilátero Fenífero, compreendida entre as c¡dades de ltabira e Nova Era
(MG), que inclui as jazidas de esmeraldas de Belmont e Capoeirana. A iazida de esmeraldas
de Capoeirana, encontrada em oulubro de 1988, representa a mais recente descoberta desta
natureza no Brasil. Seu contexto geológico similar, sugere af¡nidades genéticas com a jazida
de esmeraldas de Belmont. Porém, ainda, sáo escassos os estudos geológicos sistemát¡cos
de detalhe e sem¡detalhe. Existe, portanto, uma carência de dados e conhecimentos mais
pormenorizados dos controles geológicos e da origem da mineralização, bem como de
algumas das características mineralógicas e cristaloquím¡câs das esmeraldas ali encontradas.
![Page 24: cEoLocrA DA REcrAo E AspEcros cENÉncos](https://reader038.vdocuments.net/reader038/viewer/2022102512/5872172c1a28abf7458be80b/html5/thumbnails/24.jpg)
2 - OBJETlvos
Os objetivos gerais desle trabalho const¡tuem-se na definição e caracterizaçåo
das principais unidades e associaçôes lito-esttt tufa¡s que compõem a área da pesquisa, com
ênfase no detalhamenlo dos conjuntos litológicos envolvidos na gènese das mineralizações
de esmeraldas. Deslacåm-se entre estes as rochas sensu /alo granÍticas gue representam
continuaçðes do Complexo TTG regional-arqueano, os Granitóides Bonachudos, os
Metagranitóides Fol¡edos com Fluorita, e as rochas das sequências metamórfcas' supra-
crusta¡s, vulcano-sedimentares, que abrigam as m¡neralizações de esmeraldas'
Estudos mineralóg¡cos, petrogenéticos-metalogenéÜcos da jazida de esmeraldas
de capoeirana, no contelo evolutivo do seu quadro geológico, e em c¡mparafro com a
jazida de esmeraldas Belmont, constituem objetivos específrcos, complementares, deste
trabalho.
![Page 25: cEoLocrA DA REcrAo E AspEcros cENÉncos](https://reader038.vdocuments.net/reader038/viewer/2022102512/5872172c1a28abf7458be80b/html5/thumbnails/25.jpg)
3 - LocALlzAçÄo o¡ Ánet
A área da pesquisa está locålizeda nos municípios de Nova Era e ltab¡ra (MG),
com centro a oercå de 10 km a NW da cidade de Nova Era e inclui as jezidas de esmeraldas
de Capoeirana e Belmont. A diståncia entre as duas jazidas é de cerca de 4 km. O acesso, a
part¡r de Belo Horizonte, é feito através das rodov¡as BR-262 e BR-38'l até a cidade de Nova
Era, seguindo-se por cercâ de l0 km por estrada não pavimenlada que liga Nova Era a
Itabira, até a iazida de Capoeirana (Figura 1).
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Figura 1: Mapa de localização e acesso da årea
![Page 26: cEoLocrA DA REcrAo E AspEcros cENÉncos](https://reader038.vdocuments.net/reader038/viewer/2022102512/5872172c1a28abf7458be80b/html5/thumbnails/26.jpg)
¡I - ETAPAS DE TRABALHO E METODOLOGIA
Os dados que sustentam esla pesquisa foram obtidos por diversos trabalhos
agrupadoserealizadosemetapassubsequentese/ous¡multáneas,comoempregodeumamplo acervo metodológ¡co.
4.1 - TRABALHOS PRELIMINARES E EM ACOMPAHAMENTO DA PESQUISA
. Estudos b¡blìogfáficos segundo enfoques temáticos regionais e locais foram
realizados em todo o curso da pesquisa. Na fase Pfel¡m¡nar, visaram Pfinc¡pâlmente a
preparaçåo dos trabalhos de campo e aspectos metodológicos dos trabalhos laboratoriais'
. Folointerpretaçöes detalhadas, em várias etapas, utilizando-se fotografias
aéreas preto e branco 1:3O.OOO da empresa Prospec s.A. (serviço 609-CEMIG' fotos nos
0814 a 0817 e 0834 a 0841), incluiram inicialmente a confec4ão de um mapa fotogeológico
preliminaf à partir de uma base topográfica na escala 'l:20.000, e, subsequentemenle, a
integraçåo do mapa geológico deste trabalho'
4.2 - TRABALHOS DE CAMPO
' Os trabalhos de mapeamento geológ¡co-litoestrutural abrangeram uma área de
cerca de 100 kmz. Foram realizados na escala 1:10.000 com representaçåo final na escala
aproximada 1 :18.000. lncluíram reg¡onalmente, levantementos detalhados de aflofamenlos
individuais e, em áreas específicas, levantamentos de perfis de detalhe (escalas variadas de
1:5OO a 1:5.000) para melhOr definiçåo, por exemplo, dos contatos entre os diversos t¡pos de
granitóides e rochas da sequência vulcano-sed¡mentaf. No total foram descritos 243
afloramentos e perfis individuais e compilados ma¡s cerca de 90 afloramentos de outros
autores (Schorscher, 1973; 1975: Souza, 1988; SantAnna et al ' 1991)'
. Amostragens sislemáticas, representativas dos conjuntos litológicos regionais e
locåis, foram fe¡tas em acompanhamento dos tfabalhos de mapeamento, para os esludos
laboratoria¡s petrográfico.mineralógicos, geoquímicos e metalogenéticos. Cabe mencionar
que nesta pesquisa não foram efetuados levantamentos lito-estruturais sistemát¡cos de
galerias de garimpos em subsolo, apenas trabalhos exploratórios pafa a defln¡Éo dos tipos e
assOCiaçóes da esmeralda, com amostragens seletivas para estudos mineralógicO-
cristaloquímicos.
![Page 27: cEoLocrA DA REcrAo E AspEcros cENÉncos](https://reader038.vdocuments.net/reader038/viewer/2022102512/5872172c1a28abf7458be80b/html5/thumbnails/27.jpg)
4.3 . TRABALHOS I.ABORATORIAIS
4.3.1 - Análises Estruturais
'Estudos estrulurãis, individuais e comparativos, guanto as deformaçôes
principais, dos domínios litológicos homogêneos ma¡ores, foram realizâdos ut¡l¡zandGse o
programa Quickplot ('1 990).
4.3,2 - Petrografia e Geoquf mica
Foram realizados os trabalhos a seguir listados:
' SeleÉo e desøição maøoscópica detalhada de aproximadamente 250
amostras, e defìnição dos roteiros analíticos individuais.
'Estudos das estruluras mesoscópicas de rochas em emostras de mão com
superfícies polidas.
' Descriçåo de 120 lâminas delgadas e de 15 seçoes polidas por m¡croscopia
petrográf¡ca qualitativa e semi-quantitativa e microscopia de minérios, incluindo trabalhos de
m¡crofotograf¡â.
' Preparaçáo de 117 amostras, envolvendo britagem, homogeneizaçåo,
quarleamento e moagem até granulometria <200#, paa análise litogeoquímica
multielementar de elementos maiores e traços, via Fluorescênc¡a de Ra¡os X sequencial-
automática (XRF) e de 30 amostras para análise de Be, via Absorçáo Atômica (AAS). Os
trabalhos geoquímicos, analíticos, de elementos maiores e traços, loram efetuados através
de convênios intemaciona¡s com os lnstitulos de Geociências das Universidades de Hamburg
(XRF) e de Mainz (AAS), Alemanha. As análises de fluorescência de ra¡os-x foram efetuadas
em laboratório equipado com espectrômetro Phill¡ps sequencial automát¡co; as precisões
analít¡cas e l¡mites de delecçåo eståo indicados no Anexo 1.
'Tratamento automát¡co e modelagem dos dados geoquímicos, util¡zando-se o
programa Newpet (Clarke, 1990, 1992).
4.3.3 - Mineralogia e Cristaloquímica
4.3.3. 1 - Cristalografla
'Estudos de Difraçåo de Raios X para ident¡ficações m¡neralógicas gual¡tativas e
determinações de paråmetros cristalográflcos de esmeraldas foram realizados no Laboratório
de DRX do lGc/USP. Em 21 amostras de berilos/esmeraldas e apatitas foram efetuados
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esludos de identificaçåo mineralógica e em 5 amostras de esmeraldas denrineralizaÉes/associaçðes diferenles foram efeluados a determ¡naçåo e o cálculo dosparâmetros da cela unilária.
O estudo da cela un¡tária das esmeraldas de Capoeirana foi executado pelo
mélodo de pó (amostras pulverizadas em almofariz de ágata, para granulometria <2OO#), comradiafro CuKa = 1,541784 em dilralômetro Carl Zeiss Jena, modelo URD6, dotado de ummolor de passo que permite a digitalizaçåo dos dedos. Foram fe¡los cinco d¡fratogramas emaliquotas separadas de cada um dos très crista¡s analisãdos, sendo que de dois detes foramseparados centro e Þorda a f¡m de se observar possíve¡s variaçóes cristalográficas intemas.
Para o cálculo dos paråmetros crislalográficos, uùl¡zou-se o programa LCLSQversão 8,4 (Bumhann, 1981), de refinamento por mínimo quadrado.
4.3.3.2 - Cristaloquimica
'Espectroscopia no lnfravermelho de 11 crislais de esmeralda demineralizações/associaçöes diferentes (nos xistos, ve¡os de quartzo e veios pegmatóides)
dest¡nou-se a análise dos fluidos e do tipo estrutural de água nos canais estrutura¡s domineral gema. As análises foram realizadas no DQI-CETEM /RJ (5 amostras) e no le-USp (6amostras) com espectrômetros FTIR Perkin-Elmer série 1600, modelo 1620. As amostrassecas foram f¡namente moídas, pulverizadas e misluradas com i % de KBr (Merck),prev¡amente soco, eté formar uma pastilha. Foram utilizadas 4 vaneduras por amostra nafaixa especlral de 4.000 a 400 cm-r. A amostra NE-36SOIB fo¡ anal¡sada em ambos oslaboratórios, para verificar a reproduzibilidade dos resultados.
4.3.4 - lnclusões Flu¡das
'A preparação para os esludos de inclusões fluidas (e cristalinas) incluiu aconfeçåo de '17 låminas delgadas bipol¡das das quais 5 amostras foram senadas nas
instaleções da lapidaçåo do Sr. José Maria Leal em Ouro Preto e preparadas no lpT, e 12
lâminas foram confecc¡onadas na Universidade de Hamburg.
' Para os estudos de m¡crotermomelfie ut¡lizou-se uma platina Cha¡xmeca t¡po
MTM 85, adaplada a um microscóp¡o petrográfico Le¡tz, que através de um sistemacirculatório de N2 líquiclo e uma resistênc¡a elétrica atingiu temperaturas entre -1300 e600oC. Estes estudos foram realizados nos laboratórios de lnclusóes Fluidas do tGC-USp(análises em baixas lemperaturas) e do Departamento de Geologia da UFOp (análises emaltas temperaturas).
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'Espectroscopia m¡cro-Raman por excitação a laser para análise das fases
fluidas individuais, const¡lu¡nles das inclusöes fluidas, foi reali,zada em 3 amostras llåminas
delgadas bipolidas) anteriormente submet¡das aos esludos microlermométricos. Utilizou-se,
para este fim, o espectroscópio micro Raman Dilor, modelo XY, do lnstitulo de Física da
UFMG, com auxílio e orienlaçåo do Prof. Dr. Kazuo Fuzikawa. Descrições do mélodo e
informaçðes sobre composições das subslåncias refleloras encontram-se nos trabalhos de
Rosasco et al., 1975; Rosasco & Roedder, 1979; Dhamelincourt el al., 1979; Guilhaumou et
al., 1981.
4.3.5 - lnclusöes Sól¡das
'Microscopia Eletrôn¡cå de Vanedura (MEV) e m¡cro-anál¡se por detector de
estado sólido acoplado foram efeluedas em 4 cristais de esmeralda, para a identifìcaçáo de
minerais de saturaçåo e outros resíduos de evaporaçåo das inclusðes fluidas, bem como
para a determinaçåo de inclusóes c¡islalinas na esmeralda.
Nestes estudos foram util¡zedos o MEV Jeol-T3304 com um sistema acoplado de
microanálise por dispersão de energia-EDs, séries ll da Noran ¡nsfuments, do IAG/USP.
A fim cle se expor as inclusões, os crista¡s de esmeralda foram quebrados em
fragmentos menores do que 1 cm de diâmetro, de acordo com os suportes de amostras do
microscópio eletrônico e, posteriormente, metal¡zados com Au e analisados. A técnica MEV-
EDS permite análises combinadas, visua¡s de elevada resolução e composicionais das fases
sólidas c¡ntidas ou originãdas nas cavidades das inclusôes, confiáveis para partículas/áreas
de até 0,5 mm de diåmetro (Fusikawa, 1985).
A principal limitaçåo desta técn¡ca se constitu¡ na imposs¡b¡l¡dade de pré-
selecionar por estudo ótico uma inclusäo, exibi-la e depois analisá-la. Uma segunda l¡mitação
diz respeito a incerleza quanto a origem do sólido testado, ou seja, se é uma inclusåo
cristalina, um cristal de saturaçåo, ou um produto de evaporação ou contaminaçåo da
inclusåo. Na avaliaÉo dos resultados químicos devem ser considerados, ainda, vários t¡pos
de interferèncias produz¡dos por este método. Entre esles, têm-se ¡nt€rferências de ra¡os-x
caracteristicos dos minerais de saturaçåo próximos, do mineral hospede¡Ío e do delgado fllme
de revest¡mento constituído por crislalilos de evaporitos precipìtados das inclusóes fluidas
evaporadas na prepara$o.
4,4 - Trabalhos Finais
Na fase f¡nal desta pesquisa, foram desenvolv¡das as segu¡ntes at¡vidades:
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' lntegrafro dos dados e confecção do mapa geológico na forma de
apresentaSo lìnal.
'Análise integrada dos dados e reda$o, ilustraçåo e revisão da Dissertaçáo de
Mestrado.
' Defesa da DissertaSo de Mestrado.
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5 . TRABALHOS ANTERIORES
5,1 . TRABALHOS ANTERIORËS REGIONAIS
A geologia regional do extremo NE do Quadrilátero Fenífero que inclui as jazidas
de esmeraldas de Capoeirana e Belmont cont¡nua pouco conhecida. Os mapeamentos
ex¡stenles se devem princ¡palmente a Oor & Barbosa (1963), Reeves (19ô6), Schorscher
(1973a; 1975), Engesser (1974), Fontes et al. (1978), Santos (1986) e Barbosa (1988)' ou
foram compilados destes e outros autores (Don, 1969; Pflug & Renger, 1973; Schobbenhaus
et a1., 1978, 1981; Radambras¡|, 1983, 1987; entre outros). Numa compilaçåo ma¡s rec€nte,
Schorscher (1992) apresenlou um esboço geológ¡co da referida regiåo (F¡gura 2), que inclui
as jazidas de Belmont e Capoeirana indicadas como suÞáreas 4 e 5, respect¡vamente. Esles
trabalhos seN¡ram de base na presente pesquisa para o levantamento de perfis de
reconhec¡mento, que permit¡ram verif¡car regionalmente os seguintes conjuntos litológ¡cos,
litoestrat¡gráf¡cos e/ou litoestruturais principais:
'Tenenos granít¡co-m¡gmatít¡cos, argueanos e prolerozó¡cos pol¡cíclicos,
indivisos, que incluem para-gnaisses diversos e outros reslos de sequências vulcano-
sed¡mentares arqueanas;
Granitóides Bonachudos e equivalentes de ¡ntenso retrabalhamento
proterozóico;
' Restos de erosåo menores de metassedimentos do Supergrupo Minas;
' Grupos litológicos náo representados na Figura 2 que ocorrem em corpos
menores, incluindo rochas metaultramáficas, metabasitos e anfibolitos, precambrianos, sem
defìniçåo estrat¡gráficâ mais precisa e d¡ques e pequenas sole¡ras de basaltos mesozóicos .
Para as f¡nalidades desta pesquisa ¡nteressam, sob aspectos l¡tológicos,
principalmente, os tenenos granitico-migmatíticos, policíclicos que enceÍam restos de
sequências vulcano sedimenlares arqueanas do t¡po greensfone belt, com rochas
metaultramáficås hospedeiras das mineralizaçóes de esmeraldas, e os Granitó¡des
Bonachudos félsicos, potåssicos e, em geral, ricos em elementos ¡ncompatíveis (incluindo
seus equivalentes intensamente retrabalhados - denominados, neste trabalho, de
Metagranitóides Foliados com Fluorita).
Geotecton¡camente são ¡mportantes os diferenles c¡clos teclono-metamórficos,
arqueanos e proterozóicos, que afetaram a regiáo, considerando o número lotal de eventos,
as idades relativas e, quando disponíveis, rad¡ométricas, a natureza e as condiçôes P-T-X
dos eventos individuais, para d¡st¡nguir os proc€ssos mineral¡zantes dos demais, anteriores e
posteriores, estes últimos transformadores das mineralizações de esmeraldas.
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Figura 2: Mapa geológico esquemático da região centroleste de Minas Gerais
(extraído de Schorscher, 19921'
Legenda: 1 - rochas carbonát¡cas e 2 - pelíticas e metapelíticas' Gr' Bambuí; 3 -
metagrauvacas, metass¡lt¡tos e r¡tmilos' Gr' Macaúbas; (1'3: SGr' São Francisco); 4 -
quartzitos e metaconglomerados (SGr' Espinhaçol;5 - quartzitos e metaconglomerados'
Gr.ltacolomi;6-quartzitos,filitos,metagrauvacas'Gr'Piracicaba;7-ilab¡r¡toserochascarbonáticas, Gr. ltabira; I - quartzitos' metaconglomerados e xistos' Gr' Caraça; 9 -
xistos máficos e pellt¡cos, Sequência de Xistos Verdes (5-9: SGr' Minas); 1O - sequência
vulcano-sedimentsr do greenstone bett Rio das Velhas (SGr' Rio das Velhas'; 11 -
Granitóides Borrachudos; 12 - teÍenos gfanít¡cos-m¡gmatíticos arqueanos e pf otefozó¡cos
policíclicos; ¡ncluem para-gnaisses e restos de sequências vulcano-sedimentares; 13 -
lalhas de empurrão; zonas metamórficas: l- l¡m¡te supetior de estabilidade do
estilpnomelano; ll - aparec¡mento da estaurolita; lll - âparecimento de silimanita +
feldspato potássico; áreas de detalhe: 4 - Mina de esmeraldas Belmont e 5 - Garimpo de
esmeraldas de CaPoeirana'
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Nos concsilos mais recentes (Schorscher, 1992), distinguem-se eÌn toda a regiäo
c¡)ntro-leste e sudesle de MinaS Gerais incluindo as regióes do extremo nordesle do
Quadrilátero Fenífero, guatro ciclos geotectön¡cos principais a seguir relacionados (do mais
ant¡go para o mais novo).
'Constitu¡ção do leÍeno reg¡onal-fundamental de rochas TTG (de gnaisses e
granitó¡des tonalít¡co-trondhjemítico-granodioríticos), polimelamórf¡cas de alto 9rau, e
intrusivas (melaígneas), de composições hololeucocrát¡cas predominantes, que incluem as
fochas mais antigas já datadas da região, segundo came¡ro (1992), com idades u/Pb em
bordas de zircôes individua¡s de - 3.2 Ga.
' Evolut'o do greensfone ôelf. Supergrupo Rio das Velhas ¡nclu¡ndo, enre outros,
¡n¡cialmente, abundanle vulcan¡smo subaquático komatiítico. Seguiram-se a formaçåo dos
demais constitu¡ntes da sequência wlcano.sedimentar e, no estágio final, orogenético,
metamorfismo regional de baixo grau (fácies dos xistos-verdes de pressão intermediária), e a
formação dos Granilóides Bonachudos, s¡nlectôn¡cos, metamórfico'metassomát¡cos, em
zonas de cizalhamento crustais profundas. Muito raramente, ocorreu ainda a intrusåo pós-
tectôn¡cå de tonalitos em corpos menores. A idade radiométrica mínima do metamorfismo R¡o
das Velhas seria, segundo Hez (1970), de 2.7 Ga (c'f : Cordan¡ et al ' 1980, Teixeira, 1982;
Cameiro, 1992).. O Ciclo Minas/Espinhaço ¡nic¡ou-se no Proterozó¡co lnferior, com vulcanismo e
sedimentação, seguidos de tectôn¡cå de nappes e metamorf¡smo regional plurifeciâl-
progressivo. Sua evoluçåo geotectônica foi relacionada ao desenvolv¡mento de um sistema
de rift intracontinental para uma margem cont¡nental inicialmente passiva e poster¡ormente
ativa de tipo alpino (colisåo continental). O metamorfismo deste Ciclo é o principal evento do
gênero e afetou a borda SE do Cráton do São Francisco (Figura 2) com ¡ntensidades
crescentes de W para E, da fácies do xistoverde inferior/média a anfìbolito
superior/hidrogranul¡lo (Schorscher, 1975; 1992). Sua idade radiométrica continua sob
d¡scussão entre proterozóica inferior e méd¡a, princ¡palmente (Hez, 1970; 1978; Cordani et
al., 1980: '1985; Te¡xeira, 1985; Teixeira et al., 1985; 1987; Babinski et al.' 1982; entre
outros).
' A evolução do Supergrupo Såo Franc¡sco começou no Proterozóico
Médio/Superior, com magmatismo básico precoce seguido de sedimentaçåo em bac¡a intra-
cratôn¡cå e foi concluída por deformaçåo lectÖn¡ca concentrada nas zonas de borda da bacia
e metamorfismo regional-termal subsequenle, do Ciclo Brasiliano. Este metamorf¡smo, que
apresenta variaçöes reg¡onais de intensidades inegulares não-relacionadas com a
intensidade da deformaçáo tectônica, fo¡ acompanhado localmente de pequenas
intrusões/apóf¡ses graníticas e pegmetít¡cas, Estas causaram auréolas termometamórficas
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locais e coronitizaçåo dos magmatilos básicos precoces, alérn de, regionalmenle, reajustes
das idades radiométricas K-Ar de rochas e minerais (Schorscher, 1975; 1992).
Todos estes c¡clos lectono-metamórficos incluem Processos que poderiam,
teoricåmente, ter produzido mineralizafes de esmeraldas. E, de fato, na literalura pertinente,
todos eles já foram relac¡onados direta ou ind¡retamente com a gènese das jazidas de
esmeraldas de Belmont e Capoeirana
5.2. TRABALHOS ANTERIORES LOCAIS
Na regiåo de estudo ex¡stem apenas os mapeamenlos lito-estrutura¡s,
estratigráficos e melamórficos feitos por Schorscher (1973; 1975) em escalas,
respect¡vamenle, de semidetalhe (1:20.000) e regional (1 :70.000)' e ainda o mapeamento
litológico (1:35.OO0) nas imediaçóes da iazida de esmeraldas Belmont, executado por Souza
(1988). Apesar da importåncia para os estudos da evoluçåo crustal, petrogênese e
metalogênese regional, estes maPeamentos mostraram-se ainda incompletos no seu
detalhamento para a definiçåo dos controles geológicos locais e de questôes específìcas da
gènese das jaz¡das de esmeraldas.
Esludos integrados, m¡neralógicos, petrográl¡cos, geoquímicos e geológicos de
semidetalhe, de toda a região compreendida entre ltabira e Nova Era (Fig, 2), com ênfase em
sua evoluçåo crustal, potrogênese ígnea e polimetamórfica, metalogènese arqueana e
proterozóica, incluindo consideraçóes sobre as jezidas de esmeraldas loram desenvolvidos à
presente, exclusivamenle, por Schorscher (1975; 1988; 1991; 1992)
Exisle, entretanlo, um número considerável de trabalhos mineralógicos,
petrográf¡cos e geoquímicos, além de notas geológ¡cas mais locais, visando especif¡camente
as oconências e determ¡naçåo das propriedades das esmeraldas como mineral gema. No
caso da jazida Belmont esles estudos se devem a Müller-Bastos (1981), Mendes et al.
(1985), Schwaz & Mendes (19854,b), Håinni & F¡scher (1987), Hänni et al. (1987), Souza &
Svisero (1987), Souza (1989;f990), Schorscher et al. (1990), entre outros, e da jazida
Capoeirana, a Schwaz et al. (1988), Epstein (1989), Souza et al. (1990), Henmann (1991),
Souza et al. (1992). Estudos comparativos, principalmente mineralógicos e quimicos,das
esmeraldas brasile¡ras e suas oconênc¡as, incluindo dados sobre as jazidas de Belmonl e/ou
Capoeirana foram ralizados por Sauer (1982), Cassedanne (1984), Souza & Svizero (1987),
Schwaz (1988, 1990), entre outros. Estudos de isótopos eståve¡s e de dataçöes
rad¡ométricas (de esmeraldas) foram realizados por Fall¡ck & Banos (1987) e por Vidal et al,
(1 992), respect¡vamente.
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Os trabalhos de cunho mais locai foram imprescinclíveis para a caracterização
mineralógica prec¡sa (cristalográfica, de quimica m¡neral, inclusôes fluidas e cristal¡nas, entre
outros) das esmeraldas das jazidas de Belmont e Capoeirana no quadro das demais
ocorrências deslas gemas no Brasil e no mundo, e fomeceram ainda valiosos dados sobre as
rochas hospedeiras e encaixanles imediatas das mineralizações Sob aspectos
mineralógicos, químicos e geológicos revelaram similaridades muito grandes entre as duas
jazida (Belmont e Capoeirana), que sustentam também, indubitavelmente, analogiãs e
relacionamenlos genéticos.
Entrelanto, estes trabalhos têm sérias limileções no que diz repeito aos processos
e/ou modelos melalogenéticos e aos controles petrogenét¡co-estruturais, que foram ora
inferidos ora adaptados da literatura (mais frequentemente). Såo, nesles aspeclos,
comumente, discordantes entre si e nåo conespondem às c¿recterÍsticas geológic€s da
regiåo.
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6 - GEOLOG]A LOCAL
A área desta pesquisa compreende parles da provÍncia berilífera (com
esmeraldas, águas-marinhas e alexandritas) local¡zade entre ltabira e Nova Era, com
extensóes para NE (em direçåo e P¡çånåo e Hemat¡ta) e SW (em diregåo a Joåo Monlevade)'
Os trabalhos de mapeamento permitiram sua subdivisão em várias un¡dades geológicås'
liloestrulurais (Figura A7-2, Anexo 7). Très delas são representadas por rochas gnáissico.
m¡gmatíticas de composìSes sensu lato graníticas e granitóides, incluindo os Granitóides
Bonachudos. Oconem lambém restos de sequèncias supracrustais, vulcano-sedimentares,
arqueanas que hospedam as m¡neralizações de esmeraldas e corpos intrusivos de rochas
basált¡cas. Estes últ¡mos foram estudados em maiores detalhes por Schorscher (1992). A
seguir, serão brevemenle descritas as caraclerísücas geológicas das unidades lilológicas
ma¡ores de ¡ntetesse para a gênese das mineralizaÉes de esmeraldas'
6,1 - ROCHAS SENSU LATO GRANÍTEAS E GRANITÓIDES
Estas fochas cobfem a me¡of parte da área e foram separadas em très
grupos/associações principais, sendo: rochas sensu lato graníticas do ComplexoTTG, os
Granitóides Bonachudos do corpo Belmont e Metagranitóides Fol¡ados com Fluorita (Figura
A7-2, Anexo 7). Estes conjuntos apresentam caracleríst¡cas geológ¡câs, petrográficas e
petfogenét¡cas específicas e inclusive propriedades metalogenéticas distintas.
6.1.1 - Rochas da Associação TTG
As rochas deste grupo foram encontradas em apenas três partes reslritas da área
mapeada, próximas aos afloramentos 11, 12, 18, 144, 168 e 243 (Figuras A7-1 e A7-2,
Anexo 7). Oconem ¡nclusas nos Granitó¡des Bonadìudos com contatos gradacionais
inferidos. Compreendem migmat¡tos com eslruturas diversas, Predominantemente plutôn¡cas,
intergradac¡onais com gnaisses metatéticos, e litotipos mais homogèneos Em todos os
casos, predominam rochas hololeucocrát¡cås e leucocráticas, de granulaçåo média (2'5 mm).
6.1.2 - Gran¡tó¡des Borrachudos (GB)
o corpo Belmont de GB que ocupa uma Parte substanc¡al da área desta
pesquisa, é um dentre os três corpos desles l¡tot¡Pos, de maior elensão, que ocofTem na
reg¡ão E-NE do Quadrilátero Fenífero (schorscher, 1975; 1992) (Figura 2) Os GB são na
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geologia reg¡onsl muito bem cåracler¡zados, apresentando resislência as foliaçöes regiona¡s
proterozó¡cas, expressåo morfológ¡c¿ positiva e cåracterÍsticas fotogeológicas e Petrográf¡cas
distintas dos demais lenenos de rochas sensu lalo granitices. Dois destes corpos local¡zados
respec{ivamente a W de ltabira e E de Sáo Gonçalo do Rio Abaixo (denominados de ltabira e
Såo Gonç¿lo do Rio Abaixo), enconlfam-se na fácies xistcverde, do metamorlismo regional
principal, do Ciclo Minas/Espinhaço, e preservaram melhor suas caracterislicas
petrogenéticas originais erqueanas.
o corpo Belmont de GB, um dos alvos desta pesquisa, sofreu retrabalhamento
metamórlico proterozóico mais inlenso, conespondente a tfans¡çåo/progressåo de fácies
xistc.verde superior a anf¡bol¡to média/superior, e conseqüentes alterações mais severas de
suas características primárias (Schorscher, 1975; 1992). Encontra-se em contato direto com
as mineralizaÉes de esmeraldas da jazida Belmont e suas continuaçöes estendem-se até
Capoeirana, onde eslão em conlato com as mineralizafes análogas desta jazida (Figura A7-
2). Suas características geológica-estruturais e petlográfica-texturais ¡ncluem e const¡tuiçåo
num corpo que ocupa, princ¡palmente, a parle centfo-oesle da área, com direções gerais da
foliaçåo NNE e caimento geral para W com ångulos baixos. Aptesenta ainda uma lineaçåo
mineral por agregados de minerais máficos de direçåo E-W. Såo rochas de granulaçåo média
a grossa, leucoøáticas e hololeucocráticas (cores c¡nza claras)' com textura de
blastomilonito-gnaisses (flaser, facoidal - de fluxåo). M¡neralog¡cåmente, destacam-se os
feldspatos alcal¡nos que formam porf¡roblastos porf¡roclást¡cos (facoictais) contomados Por
uma matfiz fina com textura anastomosada. Reg¡onalmenle, observa-se, no sent¡do geral de
W para E, um decrésc¡mo da granulometria e um aumenlo da intensidade da foliaÉo que
coincidem com a direçåo da progressåo metamórf¡ca do principal metamod¡smo regional
proterozóico Minas-Espinhaço. Dentro dos GB €ncontrem-se restos de sequências
metavulcanosedimentares que abrigam em suas porçoes metaultramáf¡cas as
mineralizaFes de esmeraldas, além dos reslos de rochas sens¿, lafo graníticas TTG já
mencionadas.
De grande interesse, sob os asPeclos metalogenéticos da presente pesquisa,
foram algumas informações verba¡s sobre I possível oconência de berilo incolor, como
m¡neral menor ou traço, nos GB do corpo Belmont e, evenlualmente, também nos demais'
Conludo, estas informaç6es não foram verif¡cadas nos trabalhos de campo. A verificação da
presença do elemento berílio nos GB foi incluída nos esludos geoquímicos'
6.1.3 - Metagran¡tóides Foliados com Fluorita (MGF)
Tratam-se de fochas hololeucocráticas, equigranulares a subequigranulares, de
granulaçåo méd¡a-f¡na, que apresentam distribuiÉo homogênea da b¡ot¡ta como princ¡pal
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m¡neral máf¡co, em palhetas individu¡ir¡ bem orientadas na foliaçåo. Esta apresenta-se
regular, relativamente f¡na, espaçada, enr média, de 2-4mm. Às vezes, observam-se ainda
dobras concèntricas ou mesmo convolulas produzidas por deformaçöes em estado de alta
plasticidade ou mesmo de fusão parcial. Os MGF ocorrem principalmente nas partes centro-
lesles da área mapeada (Figura A7-2; Anexo 7), onde formam faixas de extensão
quilométr¡ca bastante estreitas, de d¡reçóes variáveis entre NW e NE. Os contatos destas
rochas, tanto com os GB como com as rochas sensu /afo graníticas e granitóides do
Complexo-TTG såo ¡ntergradacionais por zonas de transiçöes contínuas-suaves, que podem
atingir larguras consideráveis, particularmente no caso dos GB, onde podem alcançar várias
centenas de metros. Os contatos com a Sequência Vulcano-Sedimentar são bruscos
representados por falhas de cavalgamento, ås vezes, ocorrendo mobilizados pegmetó¡des.
Uma caracterÍstica geológ¡ca-metalogenética de destaque diz respeito a presença
regular de pegmatóides e pegmat¡tos, às vezes, com berilo - àguas marinhas nos MGF.
Pegmat¡tos e pegmatóides são outrossim, respectivamente, ausentes e muito raros nos GB e
nas rochas do Complexo-TTG.
6,2 - SEOUÊNCA VULCANO-SEDIMENTAR
Restos de sequências vulcano-sedimentares oconem por toda a área mapeada
encaixados nas associaçóes de rochas sensu lato gÍanÍticãs e gran¡tóides, const¡tuindo-se
em conjuntos lito-estruturais de d¡mensöes variadas. Hospedam localmente mineralizações
de esmeraldas a exemplo das jaz¡das Belmont e Capoeirana (Figuras 2 e A7-2). Os contatos
das sequências vulcano-sedimentares com as litologias envolventes são, via de regra,
representados por zonas de cisalhamento dúct¡l-rupt¡l relacionadas com falhamentos de
empunåo em rampas oblíquas de reativaçáo policíclica.
Os litotipos principais das sequências supra-crustais, vulcano-sed¡mentares,
compreendem paragnaisses, anfibolitos e xistos diversos com apenas poucas ¡ntercalaçöes
de metassedimentos mais maturos, de quartz¡tos e m¡ca-quartzitos, além de rochas
cálciossilicáticas.
Dev¡do ao metamorfismo e a associaçåo regional relativamente próxima com
metassedimentos do Supergrupo Minas (F¡gura 2), Schorscher (1975) e Schorscher &
Guimaråes (1976) cons¡deraram estas sequèncias, inicialmente, como pertencentes ao
Supergrupo Minas do Proterozóico lnferior. Entretanto, revisões regiona¡s mais recentes e a
complementaçåo dos dados petrográf¡cos e geoquímicos (princ¡palmente das rochas máficas
e ultramáf¡cas), mostraram tratar-se de sequèncias vulcano-sedimentares arqueanas, do tipo
greenstone berf, mais provavelmente, de continuaçóes do Supergrupo R¡o das Velhas, em
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regiåo de mais elevadù grau de retrabalhamento metamórfico proterozó¡co (Schorscher,
1988; 1991; 1992).
Petrograficamente, dist¡nguem-se entre os paragna¡sses os segu¡ntes tipos:
- Gnaisses quarlzo-feldspáticos, com ou sem muscovita abundante;
- Gnaisses peralumínicos contendo um ou mais dos minerais, granada,
cummingtonita, estaurol¡ta, sill¡manita, cordierita, além de quartzo, feldspatos e micas;
- Gnaisses cálc¡ossil¡úticos e m¡slos com ¡nlercalaçöes finas metapelíticas e/ou
metavulcånicas/metavulcano-clásticas.
Entre os xistos têm-se os t¡pos:
- Xitos metapelít¡cos, b¡otíticos e muscovít¡cos;
- Xistos metamáficos e metabásicos com clorita predom¡nante
- X¡stos metaultramáficos com ctorita, talco, e anfibólios (cummingtonita/
tremolita), ou ainda, com flogopita em proporções variáveis quando metassomatizados nãs
zonas mineralizadas em esmeraldas. Podem conter níveis e lentes de crom¡titos
disseminados;
- t'yl,ife schisfs (Schreyer, 1973) com clorita magnesiana, paramorfoses de
silimanita segundo c¡anita, cord¡erita, flogopita, zircåo, plagioclásio e quarÞo, entre outros
(Braun & Schorscher, 1977).
Os anf¡bolitos pertencem a dois grupos principais formados, respect¡vamente, de
protólitos magmáticos básicos e ultramáficos. Todos os anfibolitos básicos oconem tanto em
corpos concordantes como pseudoconcordantes e discordantes, indicando origens extrus¡vas
e intrusivas, mais provavelmente, subvulcånicas. Os anfibol¡tos ultramáficos ocorrem em
níveis na forma de corpos contínuos, tabulares, ou disruptos/boud¡nados lent¡culares, de
pouce expressåo volumétrica, essencialmente concordantes nas sequências vulcano-
sed¡mentares. As espessuras dos corpos såo, em perfis bem expostos, em geral, de poucos
metros e as extensöes variam de dezenas a poucas centenas de metros (com a ressalva de
que o forte ¡ntemperismo restringe, em muito, ta¡s observaçöes). Os anf¡bolitos de origem
metaultramáf¡ca são rochas essencialmente monominerálicas, constituídas de anfibólios, mas
podem gradar, na continuidade do mesmo corpo, para x¡stos metaultramáficos. Também
epresentam flogop¡ta nas zonas mineralizadas em esmeraldas e, eventualmente,
nívels/lentes de crom¡titos disseminados.
Nos restos de sequências metavulcano-sedimentares não foi possível estabelecer
um empilhamento estrat¡gráfico com base em critérios sedimentológico-estrutura¡s.
Entretanto, observam-se, no caso das jazidas de esmeraldas de Belmont e Capoeirana
sequências litológicas s¡milares. Encontram-se em conlato d¡reto com os granitóides a WNW
rochas metaultramáficas portadoras de mineralizaçôes de esmeraldas, seguidas para ESE de
rochas máficas, anfibolitos e, posleriormente, de paragnaisses e metasedimentos mais
![Page 40: cEoLocrA DA REcrAo E AspEcros cENÉncos](https://reader038.vdocuments.net/reader038/viewer/2022102512/5872172c1a28abf7458be80b/html5/thumbnails/40.jpg)
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maturos.. Pode-se com ¡sto, inf€rir uma sequència litológica normal de greens/on^e àe/f
¡nvertida estruturalmente e repet¡da por cavalgamentos.
6.3 - MTNERALTZAçÓES DE ESMERALDAS
As mineralizaçóes de esmeraldas encontram-se nas rochas metaultramáficas com
ou sem cromititos, no contato tectônico com os GB no caso da M¡na Belmont, e próximas aos
contatos com os GB e/ou MGF no caso do garimpo de Capoeirana. Estes c¡ntatos såo
represenlados por de falhas de empunão de baixo-médio ângulo (15 a 45o), onde atuaram
processos metamórfico-metassomáticos.
De especial interesse para as m¡neralizaçöes de esmeraldas sáo as rochas
metaultramáficas Íepresentadas por anfibol¡tos essenc¡almente monominerálicos e talco-
anfiból¡o-clorita-xistos. Os anfibolitos e x¡stos podem ser intergradacionais na continu¡dade do
mesmo corpo. Também podem conter níveis t¡nos e descontínuos, cent¡métricos, de
cromititos dissem¡nados. Próximo aos contatos com os GB e/ou MGF as rochas
metaultramáficas apresentam-se metassomatizadas nas variedades de biotititos/flogopititos,
anf ibólio-biot¡ta/f logopita-x¡stos e/ou b¡otita/flogopita-anfibolitos.
A ¡ntensidade da alteraçåo metassomát¡ca mineralizante diminui com oafastamento do contato com os GB e/ou MGF, conforme observado pelo desaparec¡mento da
biot¡taflogopita. Pela interferência dos processos metassomáticos teclônicos e metamórficos
distinguem-se três tipos de m¡neralizaçöes de esmeraldas: em xistos e anfibolitos
biotitizados/flogopitizados, em ve¡os de quartzo e em veios pegmató¡des. As m¡neral¡zaçôes
nos x¡stos sofreram foliaçáo e deformaÉo tanto em Belmont quanto em Capoeirana As
mineralizações nos veios de quartzo constituem um grupo heterogêneo, sendo que em
Belmont encontram-se apenes esmeraldas fraturadas, xenomórficâs, nas bordas de veios de
quarlzo deformados, pseudoconcordantes na folia$o dos xistos. Oconem, ainda, diversas
geraçóes de ve¡os de quartzo discordantes, menos deformados, sempre estére¡s. Já em
Capoeirana, têm-se mineralizações de esmeraldas em veios de quarÞo deformados com
esmeraldas xenomórf¡cas e, aparentemente, também em ve¡os de quartzo pouco ou nåo
deformados com esmeraldas idiomórficas. O terceiro tipo de mineralizaçåo só ocorre em
Capoeirana. Trata-se de ve¡os pegmatóides, intrusivos nas rochas metaultramáf¡cas, pouco
deformados e contendo esmeraldas idiomórfìcas.
![Page 41: cEoLocrA DA REcrAo E AspEcros cENÉncos](https://reader038.vdocuments.net/reader038/viewer/2022102512/5872172c1a28abf7458be80b/html5/thumbnails/41.jpg)
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6.4. PEGMATÓIDES, PEGMATITOS E VEIOS DE OUARTZO
Regionalmente, fora das zonas mineral¡zadas em esmeraldas (Figuras 2 e A7 -2),
também ocorrem veios e corpos ¡Íegulares, concordantes a pseudo-concordantes e
d¡scordantes, de mobilizados de quartzo, pegmatóides quarÞo-feldspáticos e pegmatitos de
composiçåo mineralógica mais complexa. Veios de quartzo de diversas geraçóes e
pegmatóides ocorrem em todas as unidades litológicas da área mapeada, sendo, entretanto,
mais frequentes nos MGF. Nestes oconem, ainda, pegmat¡tos mineralizados na variedade
água-marinha.
Preliminarmente, os pegmató¡des e pegmatitos dos MGF podem ser atribuídos a
duas gerações d¡st¡ntas. Os pegmatóides ocorrem em frequentes veios, de espessuras
cent¡métricas e extensões decimétricas a métricas (predom¡nantes); são concordantes a
subconcordantes com a foliaçåo princ¡pal e tåo deformados quanto os granitóides
encaixantes. Distinguem-se desles, principalmente, pela textura ma¡s grossa e um certo
enriquecimento em feldspato potáss¡co. Os pegmat¡tos formam corpos maiores, de
dimensões métricas a decåmétricas, discordantes. São, ao que tudo indica,
mineralog¡camente zonados e alvos frequentes de pequenas extraçöes em lavras artesanais,
superficiais e subtenâneas, de feldspato/caol¡m, mica e, principalmente, berilos na var¡edade
de água-marinha, Estes pegmatitos são aparentemente menos deformados que os MGF e
intrusivos nestes. lnex¡stem, no entanto, estudos mais pormenorizados destes pegmat¡tos na
regiåo, ou estudos comparativos com os veios pegmatóides ¡ntrusivos na sequência vulcano-
sed¡mentar e, eventualmente, mineralizados em esmeraldas.
![Page 42: cEoLocrA DA REcrAo E AspEcros cENÉncos](https://reader038.vdocuments.net/reader038/viewer/2022102512/5872172c1a28abf7458be80b/html5/thumbnails/42.jpg)
7 - PETROGRAFIA
Neste ltem seråo caracterizadas petrogralicramente as rochas de composiçåo
sensu /afo granitica da área de esludo, que se constituem nas encaixantes das sequèncias
vulcano-sedimentares, bem como os d¡ferenles tipos litológicos destas.
7.1 - ROCHAS SENSU LqTO GRANÍTEAS E GRANITÓIDES
7.1,l - Rochas da Associaçåo TTG
As rochas da associaçåo TTG são rochas leucocrát¡cås, homogêneas a
fracåmente bandadas, com foliaçåo bem desenvolvida, e foram divididas, petrograf¡camente,
em três suÞgrupos. Todos diferem das demais rochas granít¡cas (GB e MGF)'
principalmente, pela ausènc¡a de fluorita:
- Subgrupo l: contém como const¡tu¡ntes principais plagioclásio (30-40o/o)' quarÞo
(25-35o/o), felspato potássico (lG207o) e biotita (1G1syd; e como constituintes menores,
traços e/ou secundários, zição, apatita, minerais opacos, epidoto, muscov¡ta e clorita. A
biotita apresenta pleocroismo vaÍiando de castanho amarelado a amarelo-pálido e exibe duas
direções preferenciais de orientação. Frequentemente, apresenta s¡na¡s de deformação e
algumas vezes contém lentes ¡ntrafol¡ais de feldspato potássico formado em planos de
clivagem dilatados. As biotitas nestes processos, comumente, alteram-se para mica branca
muscovítica, impregnada com m¡nerais opacos finos. As rochas atribuídas a este subgrupo
ocorem na área da sequência vulcanùsed¡mentar no garimpo de Capoeirana, em contel o
tectôn¡co ainda pouco definido, portanto sua inclusão no grupo de rochas do complexo TTG
arqueano deve ser considerada ainda como preliminar e tentativo.
- Subgrupo ll: é constituido, como minerais essenciais, por m¡croclínio (25-4OVo),
quartzo (2O-35Vo), plagioclásio (20-3'o/o) e biotita (5-10o/o) e como minerais metamórficos
menores, traços e secundários, por muscovita, granada, z¡rção, alanita, apat¡ta e clorita. Os
plagioclásios apresentam zonaçåo metamórf¡ca inversa, bordas albít¡cas de reações tardias
quando em contato com microclín¡o e início de saussuritizaçåo retrometamórfica. O
microclínio apresenta geminaçáo em grade típica e, localmente, mostra junções tríplices em
120o. A b¡otita, com pleocloismo variando de manon-esverdeado a amarelo-esverdeado,
altera-se para mica branca muscovít¡cã retrometamórfica
- Subgrupo lll: é constituído por rochas com biotita e alanita e, eventualmente,
com anfibólio. Distingue-se dos dema¡s subgrupos pela ausència da muscovita. Estas rochas
cÆntém os minerais principais: microclínio (2F35%o), plagioclásio (21-25o/o), quartzo (2o'25o/o),
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s
biotita (10-15o/o). Nos tipos com anfibò!¡o, este m¡neral pode alc€nçar até 5olo do total da
rocha. Como minerais menores, traços e secundários, ocorrem alanita, z¡rcåo, apatita,
monazita(?), m¡nera¡s opacos, epidoto, cârbonato e clorita. A biotita ocorre em palhetas
individualizadas, às vezes concentradas em pequenos agregados, mas sempre or¡entadas,
formando níveis descontínuos. Apresenta pleocroismo variando de verde escuro a verde
amarelado e pode exib¡r telrtura "simplec{iticå" de intgrcresc¡mento com feldspato potássico
além de conter ep¡doto-alanita e m¡nera¡s opacos associados. Altera-se para biotita com
pleocroismo castanho a castanho-amarelado no metamorf¡smo regional progress¡vo e para
clorita secundária no metamorfismo retrógrado tardio. Cristais de plagioclásio apresentam
textura m¡rmequítica e podem conter cårbonato como produlo de alteraSo. O anfibólio,
quando ocone, é xenomórfico, orientado na foliação, fortemente pleocróico (x = verde-
amarelado, z = y = verde-azulado), e ot¡câmente negat¡vo, indicando tratar-se mais
provavelmente de uma homblenda tschermaquítica. Altera-se para clorita por processos de
retrometamorf¡smo.
7.1,2 - Gran¡tó¡des Borrachudos (GB)
Os GB são metagranitóides hololeucocráticos a leucocrát¡cos que apresentam
como aspectos macroscópicos eslrutura de blastomilonito-gna¡sses facóidais, forte l¡neação
dos agregados de minerais máficos onde predom¡na a b¡otita e gradaçåo de fácies mais
grossa para fácies ma¡s fina e foliada. Como aspectos microscópicos, apresentam texlura
porfiroclástica de fluxåo passando para porfiroblástica anastomosada e poiquiloblástica. Såo
const¡tuídos por feldspatos alcalinos (55%) - meso-pertíticos, porfiroclást¡cos, que por
recristalizaçåo metamórfica progressiva, passam, parcial até totalmente, para microclínios e
plagioclásios associados em agregados porfìroblástico, além de quartzo (30o/o), biotitas de
duas gerações dist¡ntas, clorita reliquiar (até 60lo), plagioclás¡o saussuritizado reliquiar (até
2%), epidoto-clinozoizita-alanita (1.5olo), fluorita (1.5%), zircáo, leucoxên¡o/titanita, minerais
opacos e monazita (0.5olo cada). Adic¡onalmente, oconem outros constituintes menores e
traços como carbonato, mica branca - muscovitica, apat¡ta e, esporadicamente, granada e
anfibólio-fluotaramita.
Os feldspatos alcalinos säo os constituintes principeis e ceracteríst¡cos dos GB,
Såo representados predominantemente por mesopertitas de substituição, entretanto, pertitas
e raras ant¡pertitas também ocorrem. Todas elas contém restos de substituição incompleta de
outros m¡nerals como plagioclás¡o saussuritizado, quartzo e biotitas (retrometamórficas,
clorit¡zadas, com ou sem minerais opacos associados), além de inclusões de minerais
neoformados como fluorita, carbonato, zircåo e biotita de metamorfismo progressivo.
Produtos de recristalização metamórf¡ca das mesopertitas e pertitas, os cristais de microclínio
![Page 44: cEoLocrA DA REcrAo E AspEcros cENÉncos](https://reader038.vdocuments.net/reader038/viewer/2022102512/5872172c1a28abf7458be80b/html5/thumbnails/44.jpg)
såo, em geral, facilmenle reconhecidos pela sua gem¡naçáo em grade típic€, como também
pelo baixo grau de alteração deutérica. Podem ser reconhec¡dos dois t¡pos de microclín¡o. Oprimeiro tipo constitui-se em porfiroblastos xenoblásticos e porfiroclásticos (>0.5-5cm),
poiquiloblásticos. O segundo tipo de microclín¡o tem granulaçäo fina, com dimensões que
variam de 0.2 a 2.0mm, ex¡be gemineçåo "tartan" típica, aspecto poligonal subédrico a
euédrico, e em alguns casos junçöes em l20o entre os grãos, formando um mosaico de
recristalização das mesopertitas, frequentemente em agregados com plag¡oclásio sódico
associado. A progressão metamórf¡ca reg¡onal transforma estes agregados por processos
granoblásticos.
O quartzo ocone xenoblástico (em média com Smm de d¡mensåo maior), em
certos casos tendendo para formas alongadas, possuindo estas últ¡mas, normalmente,
ma¡ores dimensöes e ext¡nçáo ondulante. Ocone ainda como cristais recristal¡zados,
poligonais, de granulaçáo fina, nas porções com estrutura de fluxåo. Mais raramente,
constitui textura m¡rmequítica nos plag¡oclásios reliquiares. Pode conter inclusôes de zircåo
ou biotita, estando esta últ¡ma normalmente com a mesma orientação da foliaçåo extema da
focha.
O plagioclásio, além da fase rel¡qu¡ar em porfiroclastos nâo completamente
substituídos, é também um componente da matriz, onde predominam grãos finos neo.
formados/reequ¡librados mostrando-se em geral maclados segundo a le¡ da albita e, mais
raramente, carlsbad e alb¡ta-carlsbad, e ainda, um produto da recristalização metamórf¡ca
progressiva das mesopertitas de substituiçåo. As dimensóes såo quase sempre inferiores a
2mm, predominando o aspecto xenomórfico e, subordinadamente, formas subédricas
tendendo para alongadas. Comumente, observam-se bordas albíticâs de reação no contato
com feldspatos alcalinos. Alteraçoes saussurít¡cas para sericita/moscov¡ta, epidoto e
carbonatos såo comuns nos plag¡oclásios rel¡quiares, que, ocasionalmente, podem
apresentar textura m¡rmequít¡ca. Em casos raros, suas lamelas de gem¡naçäo podem
mostrar-se deformadas e/ou com extinção ondulante. Zonaçâo ¡nversa foi observada em
alguns cristais de plagioclásio neoformados/reequ¡l¡brados, de metamorf¡smo progressivo.
Dentre os minera¡s máficos, a biot¡ta neoformada de metamorfismo progressivo
representa a fase mais abundante, ocorrendo nos agregados de m¡nerais máficos, e em
crista¡s isolados. Pode apresentar textura s¡mplectít¡ca de intercrescimento com quarlzo e/ou
feldspato potássico. As dimensões de cristais individuais at¡ngem até 1,25mm. Seu
pleocroismo varia de z=y=verde escuro/negro a x=amarelo acastanhado, indicativo de teores
elevados de Fe. Raramente, apresenla-se deformada, com eninÉo ondulante, contendo
minerais opacos e lentes intrafoliais de feldspato potássico nos planos de clivagem
deformados/dilatados. Uma outra geraçáo de biotitas ocorre como inclusáo reliquiar,
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princ¡pètlmente, nas mesopert¡tas de substitu¡çåo. Estas são, via de regra, parc¡al a tota¡mente
clorit¡zadas, indicando que se tratam de minerais dos protólitos (pré-metassomáticos) dos GB.
Nos agregados l¡neares de m¡nerais máficos ocorem, ainda, anfibólio, granada,
minerais do grupo do epidoto, clorita, z¡rcåo, titanila, opacos e monaz¡ta, exibindo
c€racteríst¡cas variáveis de c;esc¡mento (pré, sin, tardi ou pós{ectônicos).
Anfibólios e granadas såo minerais metamórf¡cos, em geral raros, nos GB,
sobretudo na fácies dos xistos-verdes. A granada, xenomórfìca a idiomórfica, ocone junto
aos níveis máficos ou ainda no mosaico granoblást¡co da matriz, em geral, exclusivamente,
em rochas isentas de clorita reliquiar. Raras texturas de bordas xenomórficas com
continuaçöes de cresc¡mento intergranular apontam para a cristalização tardi-sin a pós-
tectônica da granada. Os anfibólios também ocorrem com formas tardi-sin a pós{ectôn¡cas,
podendo conter inclusóes de zircåo e ãlanita, bem como inclusões reliquiares de epidotos e
b¡otitas pré a sin-tectônicas. Ceracterizam-se oticemente por apresentar pleocroismo dist¡nto
(z=verde azulado escuro, y=verde oliva escuro, x=verde amarelo pálido), caráter ótico biaxial
negativo com 2V quase nulo e extinção máxima z^c =360, sugerindo tratar-se de um anfibólio
sódico raro, a fluotaramita. Estes anf¡ból¡os foram formados, segundo Schorscher (1992),
através de uma reação complexa, envolvendo a substitu¡çåo parcial da biotita, clinozoisita-
epidoto e quartzo, originando, além da fluotaramila, microclínio e titanita.
Com relaçåo à mineralogia dos consùtuintes menores e traços, destacam-se:
' Os m¡nerais do grupo do epidoto (clinozo¡z¡ta-epidoto-alanita),
titan¡ta/leucoxênio (que podem formar bordas de reafo em ilmenitas), além de monaz¡ta e
xenot¡ma (?), constituem egregados granulares associados à biotita ou ao anfibólio. A
alteraçåo e h¡drataçáo da alanita é acompanhada por expansão resultando na formação de
fendas radiais nos minerais adjacentes.
'A fluorita subéd¡ica a euédrica ocorre na forma intersticial junto ao mosaico
granoblást¡co quartzo-feldspático da matriz, ou ainda como inclusáo nas pertitas de
substituifro, e apresenta centros de cor lilás.
'O zircão com formas euédricas alongadas ocone incluso no plagioclásio e
quartzo. É comum encontrá-lo a¡nda no estado metamíctico, então assoc¡ado à biotita ou
anfibólio.
' Minerais opacos subordinados mostram d¡stribuiçáo aleatória.* Cristais granulares e anédricos de esfalerita semi-translúcida exibem coloração
acastanhada, indicando tratar-se de esfalerita pobre em Fe, e bordas de alteraçáo para
l¡monita (de coloraSo amarela).
'Carbonatos ocorrem em pequena quanttdade, como minerais da fase
hidrotermal-metassomát¡ca dos GB paragenéticos com a fluorita, e também como m¡nerais de
alteração nos plãgioclásios reliquiares saussuritizados.
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' lluscovlta e clorita såo proven¡enles da alteraçåo retronretamórfica de outros
minerais (plagioclásio saussuritizado e biotita cloritizada).
7.1.3 - Metagranitóides Foliados com Fluorita (MGF)
Os MGF apresentam coloração cinza-clara a l¡ge¡ramente rósea, foliafro bem
desenvolvida, oconência frequente de veios pegmatóides e de pegmat¡tos, e possuem
te¡itura granolepidoblástica. A m¡neralogia é basicamente s¡milar aquela dos GB, sendo
representada, essencialmente, por m¡croclín¡o (35-50yo), quartzo (t 307o), plagioclásio (10-
25%), biotita (< 5%) e muscovita (2-5Vo), e, como minerais menores e traços, fluorita, ep¡doto-
alan¡ta, m¡nerais opacos e clorita. Dist¡nguem-se, petrograficamente, por epresentarem uma
granulometria mais f¡na (média-fina), pela ausència de porl¡roblãstos de mesopert¡tas de
subst¡tuiçåo devido ao avançado estág¡o de recristalização, e, princ¡palmente, pela textura e
distribuiçåo dom¡nantemente homogênea ém palhetas ¡ndiv¡dualizadas da biot¡ta que nåo
chega a formar níve¡s de concentraçåo preferencial nem agregados como nos GB.
7.2 - SEQUÊNCA VULCANO.SEDIMENTAR
As rochas destas sequênc¡a hospedam as mineralizaçöes de esmeraldas sendo
de interesse central desta pesquisa. Entretanto, seu grau de intemperismo é sempre bastante
acentuado, especialmente das rochas x¡stosas, das qua¡s existem apenas raros afloramentos
natura¡s com preservação adequada para estudos petrográf¡cos. Os litotipos mais bem
preservados såo de anfibol¡tos metabás¡cos com estrutura gnáissica, além de alguns raros
níveis de quartz¡tos pouco espessos. Os melhores afloramenlos encontram-se em corles de
estradas, via fénea, lajedos nos leitos, nas encostas dos vales de drenagens e, ainda, nos
serviços subtenåneos de garimpos. Alguns dos litotipos principais seråo, a seguir,
caracterizados petrograficamente. Destes, apenas alguns corpos maiores de alguns tipos de
rochas foram individualizados no mapa geológ¡co (F¡gura A7-2, Anexo 7).
7.2.1 - Rochas metaultramálicas e cromititos
As rochas metaultramáficas exibem desde estruturas gnáissicas a xistosas.
Podem ser classificadas genericamente como talcGcummingtonita/antofilita-
tremolita/actinolila-clorita-x¡stos, entretanto, apresentam, localmente, gradaÉo compos¡cional
para litotipos constituídos quase que exclusivamente por anf¡bólios (cumm¡ngton¡ta,
ortoanfibólios, homblendas e, subordinadamente, tremolita, sem ¡dentificaçöes mais precisas)
![Page 47: cEoLocrA DA REcrAo E AspEcros cENÉncos](https://reader038.vdocuments.net/reader038/viewer/2022102512/5872172c1a28abf7458be80b/html5/thumbnails/47.jpg)
que perfazem em tomo de 95% de volume da rocha (anfibolitos metaultramáficos), estando a
clorita e o talco, virtualmente, ausentes.
Os anfibolitos metaultramáficos não alterados metassomaticamente (sem
flogopita) apresentam textura nematoblástica definida pela forte orientaçåo dos cristais
prismáticos de anf¡ból¡o. Como constitu¡ntes acessórios ou traços oconem cromita e quartzo.
Os cristais de anf¡bólio, mostram conlatos retilíneos entre s¡, feiçöes de intercrescimento
(cumm¡ngton¡ta - homblenda) e, às vezes, maclação, sendo pré- a sin-cinemát¡cos. Uma
segunda geraçåo de anfibólios é representada por porfiroblastos, id¡oblásticos de
cummingtonita, que crescem sobre a foliação da rocha (pós-c¡nemåticos).
Os talco-anfibólios-clorita-xistos, com crom¡ta acessória, contém crista¡s tardÈ
sin a pós-tectônicos, suborientados a fibro-radiais, muitas vezes maclados, incolores de
anfibólio (cumm¡ngtonita e, eventualmente, antofilita e tremolita) que crescem sobre a matriz
talco-clorítica, f¡na e crenulada. Talco formou-se a part¡r da substitu¡ção da serpentina,
requerendo aporte de SiO2 em rea@es pré-anfibólio, enquanto que a clorita permaneceu
estável.
A cromita representa o único e importante resquício primário deixado pela rocha
ultramáf¡ca orig¡nal, tendo em vista sua resistência ao ¡ntemperismo e ataques quÍmicos em
geral. lsto permitiu que subsist¡sse parcialmente, inclusive aos processos metamórficos
regionais preservando sua composiSo magmática original em núcleos não transformados em
fenìta-cromita (observados em microscopia de m¡nérios). Os cristais de crom¡ta possuem
granulometria menor do que aqueles de cromititos do t¡po Alpino que apresentam, em méd¡a,
2-4mm de diâmetro (fhayer, 1960). Såo subidiomórficos a idiomórficos, e, mais raramente,
xenomórficos, e contém inclusões de clorita. A cromita aparece em duas geraçóes, ou seja,
como m¡neral acessório e cumulático em cromititos. A crom¡ta acessória, de grá fina (d¡âmetro
de 0,05-0.5mm) perfaz < 2o/o de volume da rocha e ocore em clistribuiçáo esparsa-
homogênea. Os cromititos disseminados e maciços ocorrem em níveis/bandas distintas, bem
caracterizadas, apresentando cromitas de granulaçåo ma¡s grossa (diâmetro de 0.5-1.5mm)
em teores que variam de <10o/o a >60% de volume da rocha/minério. Apresentam texturas
cumuláticas-disseminadas a cumulát¡cas-mac¡ças, bem definidas, com matriz silicática, flna,
orientada (xistosa, crenulada) ou não orientada, constituída essenc¡almente por clorita
magnesiana.
Em geral, verificam-se contatos bruscos, quase sempre def ormados/c¡zalhados
entre cromititos e as rochas metaultramáficas encaixantes. Nos contatos podem, ainda,
ocorrer estreitos níveis de talco-xistos. Tal fato se deve a competências diferentes dos
minérios e das rochas encaixantes e ao metassomatismo mais forte nos contatos cizalhados.
As rochas metaultramáficas com ou sem cromititos associados, såo, nas áreas
das mineralizaçóes, as principa¡s rochas hospedeiras das esmeraldas. Nestes locais
![Page 48: cEoLocrA DA REcrAo E AspEcros cENÉncos](https://reader038.vdocuments.net/reader038/viewer/2022102512/5872172c1a28abf7458be80b/html5/thumbnails/48.jpg)
encontram-se transiçóes completas, desde as rochas nåo metessomat¡zadas a fracamente e
totalmente metassomatizãdas. Os ec¡uivalentes metâssomáticos das rochas metaultramálicas
e os processos mineralógico-petrográf¡cos envolvidos no seu metassomat¡smo e na
mineralizaçåo de esmeraldas estão descritos no ítem 7.3. A importância das cromitas no
contexto das jaz¡das de esmeraldas reside no fato de que o cromo desempenha uma função
de elemenlo cromóforo nas mineralizações
7.2.2 - Anfibolitos metabásicos
Estes anf¡bol¡tos são rochas meta-ígneas, extrusivas (de denames sub-aquáticos)
e ¡ntrus¡vas-subvulcånicas (de diques), básicas a intermediárias, e pertencem ao estágio de
evoluçåo vulcano-sedimentar das sequências supra-crustais de üpo grcenstone belt
arqueanas, da ârea da pesquisa. Nestas, assoc¡am-se na forma de denames individuais ou
de pacotes de denames com diques e metassed¡mentos intercalados (xistos e gnaisses
metapelíticos e metamáficos). Os anfibol¡tos metabásicos eibem estruturas maciças-
gná¡ssicas, existindo tipos homogêneos e outros com diferenciação metamórf¡ca incipiente,
apresentando laminaçåo composicional fraca, com niveis milimétricos, mais ricos e mais
pobres em minerais máficos (anf¡bólios) e félsicos (plagioclásio-quartzo). Sáo t¡picãmente
rochas de granulação fina-média, fortemente foliadas, exibindo tefuras nematoblásticas a
granonematoblásticas e dobras locais.
Apresentam paragêneses metamórficas típicas de rochas metabásicas da fácies
x¡sto verde superior a anf¡bol¡to méd¡a e superior, com anfibólios (actinolita na fácies xisto
verde e tschermakita e/ou pargasita na fácies anf¡bolito, comumente, associadas a
cumm¡ngtonita) perfazendo em tomo de 50% a 650/o da rocha total, plagioclásio (10 a 35o/o)'
quartzo (7 a 'lOo/o) e opacos - magnetitas e/ou ilmenitas (5olo). Como m¡nerais menores e
traços podem oconer biotita, epidoto-clinozoiz¡ta, clorita, rutilo (transformado em titan¡ta),
titan¡ta, zircåo e apatita. Em poucos casos, foi observada a presença da scheelita, em teores
de até 3% de volume da rocha.
Foram verificados tipos enriquecidos em ep¡doto-clin ozoizila e tipos ma¡s
alumínicos com granada e/ou cordierita, respectivamente, na fác¡es xisto verde superior e a
part¡r da fácies anfibolito.
Crista¡s prismáticos de anfibólio encontram-se alongados no sentido da foliação,
podendo ating¡r até 2,5 mm de comprimento. É comum o intercresc¡mento de anfibólios
verdes e cummingtonita incolor. Os anfibólios, comumente, apresentam halos pleocróicos em
torno de inclusóes de zircåo e outros minerais com elementos radioativos, além de inclusóes
de quartzo, minerais opacos, e, mais raramente, de titanita e minerais do grupo do epidoto.
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Os plagioclásios apresentam-se ora fortemente alongados no sent¡do da
foliação, ora como cristais granoblást¡cos, poligonais, com junções tríplices em 1200. Oconem
em distribuição homogênea nos interstíc¡os entre os cristais de anfiból¡o ou podem formar
níveis que se ¡ntercalam aos níve¡s mais ricos em anfibólios. Via de regra, apresentam
zonagão inversa e/ou geminação polissinlética (segundo a lei da albita e, às vezes, do
periclínio ou Carlsbad), porém podem ocorer cristais não geminados. Raras vezes, contém
inclusöes de quartzo, anfibólio e ztcâo- Podem apresentar saussurit¡zaçåo parcial a
avançada por processos retrometamórf¡cos e de hidrataçåo local, lardios. Um outro aspecto
interessante é a substituição total ou parcial do plagioclásio por um material incolor,
opticamente isótropo, apresentando relevo negativo moderado, índice de refraçåo inferior ao
do quartzo e ausência de clivagem. Este material, identif¡cado por Schorscher ('1977) como
alofana, m¡neral do grupo dos argilo-minerais, muito rico em Al e H2O, ocone como produlo
de intemperismo seletivo extremo dos plag¡oclásios, já que os demais minerais e,
particularmente, os feno-magnesianos näo foram afetados.
A biotita ocone em cristais placoidais de até 3,5mm, com formas de cresc¡menlo
pré a sin e pós-tectôn¡cas, em teores que variam de mineral lrap a 2Oo/o moda¡s As vezes,
apresentam reaçóes para feldspato potássico formando lentes ¡ntrafol¡ais nos planos de
clivagem. Seu pleocroismo varia de z=castanho-ocre a x=amarelo pálido. Podem apresentar
halos pleocróicos em tomo de inclusöes radioativas.
Nos anfibolitos mais alumínicos, destaca-se, entre os minerais metamórficos, a
granada que pode perlazer alê 150/o modais. Este mineral apresenta-se poiquiloblást¡co a
h¡p¡d¡oblástico com seçöes sub-arredondedas. Exibe estrutura helicítica (¡nclusöes de quartzo
e/ou minerais opacos), indicando cresc¡mento, pelo menos temporariamente, sincinemático.
Localmente, ocorre sua alteraçâo retrometamórficå, tardia, seletiva, para clorita, bem como
para minerais do grupo do epidoto.
Os minerais opacos incluem óxidos e sulfetos. Os óxidòs apresentam-se como
cristais hipidiomórf¡cos, granulares (magnetita) e prismáticos-tabulares, orientados na foliat'o(ilmenita). Os sulfetos (pinotita, pirita, e, eventualmente, câlcopirita, ocorrem em grãos
xenomórficos intersticia¡s e alteram-se, tipicamente, para limonita.
7.2.3 - Paragnaisses e x¡stos
Rochas deste grupo ocorrem com frequênc¡a, podendo predominar em partes da
sequência vulcano-sedimentar. lncluem tipos litológicos diversos que formam bandas/níveis
desde centimétricos a pacotes de dezenas a poucas oentenas de metros de espessura, mais
ou menos homogêneos, e apresentam certa regularidade quanto a sua associaçåo com os
demais tipos e grupos litológicos. De um modo geral, nota-se a predominância de
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paragnaisses mais máf¡cos o ricos em plagioclásio a metapelíticos pobres ern quartzo'
assoc¡Íìdos/¡ntercalados nas porçóes ricas em anfibolitos e demais rochas metabásicas,
metamáficas e metaultramáficas da sequência metavulcano-sed¡mentar, enquanto que
paragnaisses leucocráticos, quartzo-feldspáticos ma¡s ricos em feldspato alcalino e ma¡s
pobres em biotita, com ou sem muscovita e/ou níveis peralumínicos/metapelít¡cos r¡cos em
quartzo, associam-se comumente com xistos metapelíticos quartzosos, muscovita-quarlzo-
x¡stos e raros quaftz¡tos. Em temos estratigráficos gerais, considerando o modelo proposto
para ,,greensto ne belts,' arqueanos (Anhaeusser et al., 1969; Cond¡e, 1981), isto poderia
significar a evolução de partes inferiores, dominantemente vucånicas-máficas' para
superiores, dominantemente epiclásticas-continentais, da sequência vulcano-sedimentar
estudada.
De um modo geral, todos os paragnaisses apresentam estruturas mac¡ças ou
foliadas, homogêneas ou bandadas, e texturas variáveis. Nos gna¡sses quãrtzo-feldspát¡cos
predominam texturas granoblásticas, equigranulares a subequigranulares de granulometria
média (d¡åmetro de 2 a 5 mm) com variaçöes para granulometria fina ou grossa. De acordo
com teores crescentes de micas e/ou anf¡bólios orientados impõem-se as te)aturas grano-
lepidoblásticas ou grano.nematoblásticas, e por fim, lepidoblásticas ou nematoblást¡cas.
Teores ma¡ores de granada e anfibólio, princìpalmente, causam, ainda, transições para
te)duras porf¡roblásticas, fortemente inequigranulares e, frequentemente, poiquiloblásticas.
Todos os paragnaisses mostram, de forma mais ou menos acentuada e bem
caraclerizada, o desenvolvimento complexo de suas associações m¡nerais, de acordo com
sua história melamórf¡ca, arqueana e proterozóica, das condiçoes e variações nos padröes P-
T-t e das relaçóes cristalizaçåo/deformaçåo, no curso dos diversos eventos metamórf¡cos
individuais e superimpostos.
Em relaçåo ao pr¡ncipal metamorfìsmo regional dínamo-termal proterozóico
oconem, tip¡camente: (1) m¡nerais formados em ma¡s de uma geraçáo textural sem variaçåo
composic¡onal (exemplo: quartzo granoblástico sintectônico com extinção ondulante e de
recristalizaçåo poligonal, pós-tectônico); (2) minerais de prolongado crescimento metamórfico,
com variaçåo composic¡onal (exemplos: plagioclásios com zoneamento inverso e granadas
zonadas, ambos evidenc¡ando cfescimento pré- a sin- e pós{ectôn¡c¡); (3) minerais com
variaçåo composicional formados em gerações d¡stintas (exemplos: biotitas pré- a sin-
tectôn¡cas, orientadas na foliaÉo, e pós{ectônicas, discordantes ev¡denciando d¡ferenças
nas cores de pleocroismo; anfibólios zonados, pré- a sin-tectônicos, orientados na foliaçåo, e
anfìbólios, pós-tectôn¡cos, discordantes da foliaçåo); e, ainda, (4) minera¡s mais especificos
quanto ao seu cresc¡mento em relação a deformaçáo (exemplos: cianita pré- a sin{ectônica,
sil¡manita sin-tectônica, cordierita pós-tectôn¡ca).
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A granada, tipicamente, pode evidenciar texturâ$ ¡ntemas dades pêlas inclusöes
de minerais rel¡quiares, alguns sendo 'rel¡ctos armados" nåo fllais encontrados em condições
de eslab¡lidade em d¡stribuiçåo livre nas rochas. Estas assembléias m¡nerais e texturas
reliquiares podem representar ou estágios iniciais do principal metamoúsmo proterozó¡co, ou
ainda, restos de um ou mais eventos metamórficos anteriores.
Nos paragnaisses sempre ocorrem, ainda, m¡nerais de retro-metamorfismo, em
quantidades variáveis mas normalmente pequenas, em geral l¡gados a m¡crcfalhas/fraturas
que facilitaram a reh¡dratação locâlizada das rochas de mais elevado grau metamórfîco.
lncluem-se entre estes, clorita, sericita, ep¡doto, m¡nerais oPacos, carbonatos e
argilom¡nera¡s, que caracterizam eventos metamórficos-hidrotermais posteriores ao princ¡pal
evento metamórlico regional progressivo, possivelmente relac¡onados com soerguimentos
regionais e/ou com efeitos do Ciclo Brasiliano.
Os principais tipos de paragna¡sses såo a seguir listados, incluindo as
características composicionais essenciais (dados numéricos em 7o modais; tf - m¡neral tlaço <
17o modal). Todos os tipos são gradacionais entre s¡ e com as demais rochas
metassed¡mentares/metavulcanosedimentares.
' Biot¡ta€naisses
Såo constituidos por quartzo (30-409o), plagioclás¡o (2Ù45o/o), feldspato potássico
(O-3Oo/o), biotita (15-200/o), anfibólio (cummington¡ta e/ou homblenda, 0-5%)' muscovita (G
4olo), principalmente. Estes se agrupam em dois subtipos: um rico em plagioclásio (35-45o/o) e
pobre em feldspato potáss¡co (G10yo), podendo apresentar anfiból¡o (0-77o), e outro rico em
feldspato potáss¡co (15-30%) ê mais pobre em plagioclásio (2G30%). Este últ¡mo, em geral, é
portador de muscovita, Os biotita-gnaisses derivam-se, mais provavelmente, de arenitos
líticos dos tipos grauvacas e arcóseos.
' Granada-biotita-gnaisses
Såo compostos por feldspatos (35-55o/o), quartro (25-35%)' b¡otita (5-15o/o)'
granada (lr-12oh), anfibólio (cummingtonita e/ou homblenda, 0-7%), minerais opacos (0-3%) e
muscovita (G3o/o). Entre os feldspatos predomina, normalmente, o plagioclás¡o, sendo que o
f€ldspato alcalino é representado, em geral, por paramorfoses de ortoclásio para microclínio
sem ainda apresentarem a geminaçåo êm grade típica. Também apresentam subtipos com
variaçöes cnmposicionais, ¡nclusive das proporções dos feldspatos, análogas aos biotita-
gnaisses, e como estes, derivam-se, mais pfovevelmenle, de arenitos líticos, entretanto, de
t¡pos mais ricos em argilas.
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' Cummingtonita{ranada-gnaissos
Såo constitufdos por feldspatos (35-55%), quartzo (2$357o), granada (5-10o/o)'
cumminglonita (tr-s%) e biotita (G5%); como acessórios podem ocorer m¡nerais opacos,
biotila, clorita e zircåo. De maneira s¡milar ao litot¡po anterior, predomina entre os feldspatos o
plagioclásio, sendo que o feldspato alcalino é representado por paramorfoses de ortoclásio
para microclínio.
Estas rochas formaram-se, provavelmente, a part¡r de sedimentos mistos, areno-
pelíticos, com contribu¡ções subordinadas carbonáticas e/ou tufít¡câs måficas.
' Estaurolita-biot¡ta{ranada-gnaisses
Såo compostos de quartzo (25-3570),
plagioclásio (3-1Oyo) e estaurolita (2-5%). Seus
provavelmente rochas clásticas finas, silto-argilosas.
granada (2G307o), biotita (1G2070),
protólitos sedimentares foram mais
' Gnaisses com cummingtonita, granada, biotita, estaurolita, c¡orita e silimanita.
São constituídos por plagioclásio, quartzo, granada, biotita, estaurolita, clorita,
s¡limanita e cumm¡ngton¡ta em proporçöes variáveis, além de zircáo em traços.
Os porfiroblastos, Po¡qu¡loblastos, xenoblásticos de estaurolita, atingindo
aproximadamenle 11mm de comprimento, contém inclusões de quartzo, plag¡oclásio e biot¡te
alongadas no sentido da foliaçåo extema da rocha que ind¡cam crecimento pós-tectôn¡co.
Estes porfiroblastos parecem ter-se formado, pelo menos em parle, às custas da b¡ot¡ta que,
por sua vez, é rica em inclusões de zircão.
Agregados f¡brosos de silimanita (variedade f¡brol¡ta), possivelmente, foram
formados a partir da reação progressiva de biot¡ta, com subsequente formaçåo de lentes de
feldspato potåssico nos planos de clivagem da b¡ot¡ta em decompos¡ção metamórf¡ca
progressiva.
Por outro lado, a part¡r de reações retrometamórficas locais, b¡ot¡ta de coloraÉo
castanha altera-se para b¡ot¡ta verde, que por sua vez altera-se para clorita
cfistais xenomórticos de cummington¡ta at¡ngem até 1mm de comprimento sendo,
possivelmente, pré-tectônicos.
A origem destas rochas é ambígua podendo ter sido derivadas de Protól¡tos
sedimentares pelít¡cos com contribu¡çðes siltoarenosas, ou ainda, de rochas vulcâno-
clásticas que sofreram alteraçåo hidrotermã|.
' Xistos com biotita, cummingtonita, granada, cordierita, silimanita e estaurolita'
Estas rochas apresentam tipos mais anfibolíticos' mais quartzosos' e mais
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b¡otít¡cos, ocorendo em todos eles apatita e minera¡s opacos como m¡nerais menores e
traços. Os minera¡s opacos incluem óxidos e sulfetos semi-opacos (rutilo e esfalerita)
Porfiroblastos de cordiefita apresentam-se, em cerlos casos, zonados e com início
de pinitizaçåo, tendo a clorita, possivelmenle, como seu principal produto. Estes
porf¡roblastos exibem texturas de intercrescimento paramórfico, contém inclusöes
xenomórficas de estaufol¡ta e halos pleocróicos em tomo de ¡nclusöes radioativas.
cristais de b¡ot¡ta apresentam orientação pouco desenvolvida, podendo
localmente revelar um aspeclo rad¡al; seu pleocroismo varia de y=æstanho claro a x=amarelo
pál¡do; atingem, em média, 3.5mm de comprimento e podem conter halos pleocróicos em
tomo de inclusões radioativas.
Nas porções mais ricas em anfibólios, ocofrem dois t¡pos de anfibólio-
cumm¡ngton¡tas: o primeiro apresenta-se como cristais f¡bro-radiais incolores, contendo
¡nclusóes de estaurol¡ta e, eventualmente, de esfalerita; o segundo ocore como idioblastos
que atingem até, aproximadamente, l0.5mm de comprimento, cfescem sobre a foliaçåo' e
contêm inclusões de esfalerita € opacos com a mesma orientaÉo da foliação extema da
rocha, indicândo crescimento pós-tectônico. Os c¡istais de esfalerita såo xenomórficos,
apresentam relevo elevado e coloraçåo acastanhada.
Nos tipos mais biotít¡cos, os poiquiloblastos de granada, exibindo padråo hel¡cítico
de inclusöes de estaurolita, quartzo, opacos, rutilo e, eventualmente, esfalerita, sáo
contomados pela foliaçåo, o que indica cfesc¡mento s¡n-tectôn¡co dos mesmos.
os protól¡tos premetamórf¡cos destas rochas, mais provavelmente, foram ou
depósitos sedimentares vulcano-exalativos ou rochas que sofreram alteração h¡drotermal pre-
metamórfica.
' Quartzo-Muscov¡ta-Cíanita-Xistos com Estaurolita
Estas rochas ocoffem, normalmente, em zonas de contato com paragnaisses
(finos, félsicos, quarlzo-feldspáticos, ricos em muscov¡ta e "pintas" de Mn, de coloraçåo
branca), sendo cortadas por veios de quartzo de dimensões métricas. Apresentam-se
alteradas, e seus afloramenlos mostram padråo d¡stinto de erosåo. Exibem granulaçåo
grossa ating¡ndo os cristais prismát¡cos de c¡anita e tabulares de muscov¡ta d¡mensóes
cent¡métricas e os cristais de estaurolita, com formas idiomórficas típicas, dimensões
milimétricas.
Estes xistos derivam-se de sedimentos pelito-siltosos tenígenos cont¡nentais.
7.2.4 - Muscovita-quartzo-xistos
Estes tipos litológicos formam camadas de ¡ntercalaÉes, em geral, decimétricas,
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na s€quênc¡a metavulcano-sedimentar, podendo ocofrer como intercalações leclônices'
preservadas do metassc¡matismo, também dentro dos GB e MGF Såo constituídos por níveis
mu¡to delgados de muscovila que se ¡ntercalam com níveis de quartzo, mostrando uma
xistos¡dade bem def¡n¡da. sua textura é lepidoblástica, helerogranular fina a média com sinais
de intensa câtaclase.
os minerais constituintes básicos såo representados pelo quarlzo (55-80%) a
muscov¡ta (2O a 45%ol. O quartzo exibe caráter fragmentário, apresenta-se totelmente
xenomórfico e com uma granulometria bastante variável. Por vezes, obseryam-se cristais de
quarlzo alongados segundo a xistosidade dã rocha, mostrando contomos inegulares de
aspeclo denteado, muitas vezes, exibindo extinçåo ondulante. Suas inclusôes diminutas de
muscovita euédrica, orientadas paralelamente à xistosidade princ¡pal (S1) da roclìa, ¡nd¡ca
uma cristalização posterior do quartzo em relaçåo à mica'
Amuscovitatambémexibefeiçåocataclásticacaradenzadapofumafragmentaçåo dos cristais em palhetas d¡m¡nutas, por vezes, exibindo extinçåo ondulante'
Pâlhetas menos fragmentadas atingem cerca de 2,5mm de comprimento
Estas rochas podem ter sido derivadas de protólitos sedimentares pelít¡cos a silto
arenosos, ou ainda, em zonas de c¡salhamento de rochas graníticas quaisquer. o contexto
l¡to-estrutural é o fator determ¡nante para decidir a questão caso a caso
7.2.5 - Quartzo-b¡ot¡ta-x¡stos
Estas rochas apresentam coloraçåo avermelhada, devida em parte à alteraÉo da
biotita. Em termos de oconência, ocripam áreas expressivas da sequência metavulcano-
sed¡mentar. As camadas, dispostas sempre como ¡ntercalaçöes sucessivas, podem atingir,
localmente, até tomo de 20m de espessura.
Macroscopicamente,exibemestruturasxistosasecrenuladas.Microscop¡camente, apresentam textura lep¡doblástica, sendo constituídos essenc¡almente
por b¡otita (>gOo/o) e quartzo (<20%). Os cristais fortemente embricados de b¡otita apresentam
pleocro¡smo variando de z=castanho-ocre a x=amarelo-pálido e podem conter inclusöes de
apatita e halos pleos.óicos em tomo de inclusões rad¡oat¡vas. Cristais de quartzo'
normalmente alongados no sentido da fol¡açao princ¡pal da rocha, exibem extinção ondulante
e ocupam os interstíc¡os entre as palhetas de biotita
A existència de duas gerações de biotita ¡ndica, Pelo menos, dois eventos de
deformaçäo. As b¡ot¡tas mais antigas, de granulat'o ma¡s fina (placas em média de 1.8 mm)'
ocorrem em níveis com micro-dobras, associadas com quartzo intersticial. As biotitas da
segunda geraçåo, mais grossas (média de 4mm de comPrimento), cresceram forlemente
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orientadas sobre os niveis com m¡cro'dobras (øenulados). Comumetìlre, ocoÍTem ve¡os de
quarlzo concordantes com a foliaçåo.
Aorigemdestesxistosémetassed¡mentar,pfedomInantementepelítica.
7.2.6 - Rochas Calciossilicáticas
Eslas rochas ocorem em níveis centimétricos a decimétricos dentro da porção
xistosa da sequência vulcano-sedimentar. Apfesentam estrutufas predom¡nantemente
maciças, às vezes, fol¡adas e coloraçåo cinza-esverdeada. A textura é granoblástica e
poiquiloblást¡ca e variam de t¡pos menos a mais granatíferos
As rochas cålcjoss¡licát¡cas såo const¡tuídas por quartzo (2Ù30Vo), anf¡ból¡o (20-
25olo), plagioctásio (12-15olo), feldspato potássico (920%), epidoto-clinozoizita (variando de
traços até 10olo), titanita (até 570) e opacos (1-5%). Apat¡ta e seric¡ta ocorrem como minerais
em proporções de traços.
Apresentam bandamento composicional definido por níveis anf¡bolít¡cos
intercalados com níveis quartzo-feldspáticos.
Os crista¡s xenoblást¡cos a idioblásticos de anfibólio com pleocro¡smo y=verde
azulado a x=verde amarelado, "englobam" cristais de quarEo, feldspatos, granada' opacos e
apatita; mais provavelmente, foram os últimos minerais na sequència de øistalizaçåo
metamórfica a se formarem na rocha.
Po¡quiloblastos, subidioblásticos, de granada próxima e incolor (provavelmente
grossularita), de até 6mm de diåmetro, exibem núcleos repletos de inclusôes e bordas livres
das mesmas. Såo contomados pela foliaçåo o que os caracterizam como sendo pré- a s¡n-
tectônicos, estando seu cresc¡mento relacionado ao cisalhamento. Cristais menores e
interst¡ciais de granada podem ser, em parte, posteriores a estes poiquiloblastos,
eventualmente, relacionados ao cresc¡mento das porçoes exteriores dos mesmos, livfes de
inclusöes, indicando, possivelmente duas fases de nucleação de granadas'
Gräos xenomórficos de epidotoclinozoizita estão dissem¡nados nâ rocha.
Minerais opacos aciculares, também disseminados, mostram-se orientados na foliação'
Quantidades elevadas de opacos que reagem para formar titanita, indicam possível gradação
para tufos máficos ricos em titânio.
As rochas câlc¡ossil¡cáticas ¡ndicam fases de sed¡mentaçåo química carbonática,
associadas a sedimentação clástica fìna, petíticâ, e, eventualmente, de tufos máficos durante
a evoluçåo da sequência vulcano'sedimentar.
![Page 56: cEoLocrA DA REcrAo E AspEcros cENÉncos](https://reader038.vdocuments.net/reader038/viewer/2022102512/5872172c1a28abf7458be80b/html5/thumbnails/56.jpg)
7.2.7 - Quartzitos .
Estas rochas apresenlam oconências restritas, sendo mais expressivas na porção
centro-sul da ârea. Formam pacotes com algumas dezenas de metros de espessura,
¡ntercalados em xistos e gna¡sses metapelít¡cos. Os quartzitos são bastanle foliados e
apresentam te)atura granolep¡doblásticâ média a grossa, com evidências de deformação.
Quartzo com extinçåo ondulante e fraturado perfaz em tomo de 90o/o e muscovita <10% do
volume da rocha.
Os gråos de quartzo såo xenomórficos tendendo para alongados, e exibem
contomos denteados. Localmente, podem constituir domínios com te)ítura em mosaico
caracterizada por junçðes tríplices em 120o. Contêm ¡nclusões de muscov¡ta com a mesma
orientaçåo da xístosidade e¡fema da rocha, bem como inclusões raras e diminutas de biotita
e zircáo (?).
Palhetas de muscovita ocorem entre os interstícios dos cristais de quarlzo ou
const¡tuem níveis submilimétricos.
7.3 - MTNERALIZAçÓES DE ESMERALDAS
As mineralizaçôes de esmeraldas, na regiåo da Mina Belmont, estão assoc¡adas a
rochas metaultramáficas constituídas, em proporções variáveis, por talco, anf¡bólios
(cummingtonita/antofìlita e, eventualmente, tremol¡ta), clorita e cromita, e na região do
garimpo de Capoe¡râna, ocorrem associadas a anf¡bolitos e xistos metaultramáficos, sempre
metassomalizados para biotit¡tos/Rogop¡t¡tos.
Anf¡bolitos metaultramáficos, constituídos quase que essencialmente por
anfibólios e também lodas as dema¡s rochas melaultramáficas e os cromititos podem, assim,
conter biot¡ta/flogopita em proporçóes bastante variáveis na cont¡nuidade do mesmo corpo. O
aparecimento e teores cresoentes de flogopita caraclerizam a alteraçåo metassomát¡ca
m¡neral¡zante, causando a transiçåo gradacional das rochas metaultramáficas para
b¡otit¡tosflogopititos (xistos metaultramáf¡cos metassomatizados). Tais reaçóes ocorram em
função do aporte sin-metamórfico de fluidos metassomát¡cos nas zonas de c¡salhamento
rupt¡l-dúclil, próximas aos contatos tectônicos da sequência vulcano-sedimentar com os GB
e/ou MGF.
Os equivalentes metassomáticos dos anf¡bol¡tos metaultramáficos foram
classificados, com base no conteúdo de flogopita, em: flogop¡ta-anfibolitos (l45Vo), anf¡ból¡G
flogopita-xistos (45-80o/o) e flogopititos (>80% de Ílogopita). Na série de trans¡ção, estas
rochas apresentam texturas variando de lepidonematoblástica a lepidoblásticâ. Entretanto, os
![Page 57: cEoLocrA DA REcrAo E AspEcros cENÉncos](https://reader038.vdocuments.net/reader038/viewer/2022102512/5872172c1a28abf7458be80b/html5/thumbnails/57.jpg)
m¡nerais acessórios e menores continuam análogos âos das rochas nåo alt€radas. No caso
dos x¡stos metaultramáficos (com talco, anf¡ból¡os, cl,rrita e cromita) não foram, porém,
encontradas amostras que representassem, similarmente aos anf¡bolitos, a gradaçåo
completa destes l¡tot¡pos para os seus equivalentes metassomáticos. Apenas uma amostra
que corresponde a um anfibólio-flogopita-xisto com lalco e clorita preservados na matriz,
indica tratar-se de um membro metassomático dos talco-anfibólio-clorita-xistos.
As fe¡çóes petrográf¡cas/mineralógicas a seguir descritas lim¡tam-se, assim, aos
equivalentes metassomáticos dos anf¡bolitos metaultramáf¡cos.
Os cristais de anf¡bólio nestas rochas alcançam, aprox¡madamente, 4mm de
comprimento e apresentam pleocroismo leve, variando de z=verde l¡ge¡ramente azulado a
x=verde ligeiramente amarelado, tendo 2V=5$80o, caráter biaxial G) e ângulos de extinçåo
de 140 a 190. Exibem feiçöes de intercrescimento com anfibólio incolor (cummingtonita) e,
ambos comumente, apresentam-se maclados. Posteriormente aos dobramentos, formaram-
sê porf¡roblastos idioblásticos de anf¡bóliG'cumminglon¡ta que crescem sobre a foliaçåo e
alcançåm em tomo de 3mm de comprimento.
A cromita subidiomórfica ocorre ou d¡ssem¡nada na rocha (de forma ¡ntersticial ou
¡nclusa em anfibólios ou b¡otitas), ou formando crom¡titos disseminados ou mac¡ços.
A biotitalflogop¡ta pode formar verdadeiros níveis de biotitito/flogopitito nos
anf¡bolitos metaultramáficos e nos talco-cummingtonita-clorita-xistos metassomatizados.
Nestes, podem oconer lentes defomadas contendo crista¡s xenomórflcos de esmeralda e
quartzo envolvidas pela foliação princ¡pal, ¡ndicando formaçåo pré{ectônica das mesmas. A
biotita apresenta pleocro¡smo variando de z=castanhoocre a x= amarelo-pál¡do, at¡nge até
3,5 mm de comprimento, pode ex¡b¡r ext¡nçåo ondulante e ocore disseminada na rocha,
crescendo sobre os crista¡s de anf¡ból¡o e/ou substituindo talco e clorita.
Os cristais de esmeralda ocorrem em três diferentes associaçóes:
a - Em Xistos como porfiroblastos xenoblást¡cos a subidioblásticos de dimensôes
centimétricas, preferencialmente orientados segundo a foliaçåo da rocha, sendo contomados
pela foliaçåo. Ex¡bem "sombra de pressão" e fraturas preenchidas por quartzo recristal¡zado,
ind¡cando uma origem pré-tectôn¡ca e fraturamento e no máximo, alguma recuperação
sincinemáticå, em relação ao principãl evento metamórfico deformacional, reg¡onal
proterozóico.
b - Em Veios de Quar&o diversos que podem ser agrupados nos seguintes tipos
principais:
'Veios de quartzo deformados, finos, de espessuras cent¡métricas a milimétricas,
concordantes com a fol¡açåo princ¡pal dos xistos metaultramáficos metassomat¡zados.
Nestes, a esmeralda é subidiomórfica a facoidal e contém inclusóes de quartzo,
biot¡ta/flogopita e esmeralda idiomórfica de uma geração anterior.
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. Veios de quarlzo defonnados, pseudoconcordantes na foliaçåo principal dos
xistos metaultramáficos metassomat¡z€ldos, de espessuras maiores (até métricas) Estes
Contèm fragmentos angulosos de Cristais de esmeraldas epenas em suas bordas' nãO
ultrapassendo 10 crn adentro do veio. Nestes fragmentos de esmeraldas também foram
encontradas inclusöes de biotita/flogopita, quartzo e esmeraldas de uma geraçåo anterior.
Estes veios só foram observados em Belmont.. veios de quarlzo aparentemente menos deformados que os anteriormente
descritos, com esmeraldas idiomórlicas. Estes só foram observados em capoe¡rana.
c - Em Veios Pegmatóides gue ocoffem na forma de mobilizados intrusivos na
Sequência VulcanGsed¡mentar, observados apenas em Capoe¡rana. Nestes, os cristeis de
esmeralda apresentam-s€ id¡omórf¡cos a parcialmente idiomórficos. Suas reaçóes de
cristalização em relaçåo aos plagioclásios a¡nda não såo claras. Os contatos entre os cristais
de esmeralda e plagioclásio såo, nomalmente, retilíneos, entretanto, parece haver relaçðes
de imposição de idiomorfismo sm altemância múlua, ou seja, ora da esmeralda ao
plagioclásio, ora do plagioclásio a esmeralda. Os contatos entre os crista¡s de esmeralda e o
quartzo såo inegulares. A esmeralda encontra-se bastante fraturada, verificândo, ainda, em
cÆrlas partes do mineral, "lamelas'de deformaçåo. As fraturas såo preenchidas por quartzo e
por um material de aspec{o micáceo e colorafro castanha. Estas esmeraldas podem conter
inclusöes de quartzo, carbonato, musc¡vita e b¡ot¡ta, apresentando estas últimas pleocro¡smo
variando de y=¿=y6¡6"-Oliva a x=verde-amarelado e duas direçöes preferencia¡s de
orientaçáo. Os c¡istais de plagioclásio nos veios Pegmatóides exibem geminaçáo
poliss¡ntét¡ca, mostram-se, frequentemente, bastante sericitizados, principalmente, próximo
aos contatos com esmeralda e podem conter ¡nclusões de quarlzo' As fraturas do
plagioclásio encontram-se preenchidas por b¡otita/flogopita cujo pleocro¡smo varia de
y=z=verde-amarelado-acastanhado a x=amarelo-pálido.
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8 . ASPECTOS ESTRUTIJRAIS
Como aspecto eslrutural maior da área das jazidas de esmeraldas de Capoeiranae Belmont, destaca-se a presençã de falhamentos de empunáo alinhados segundo asdireções NE, N-S, e NW, com direçôes dos câimentos, predominantemente, para W. Estesdefinem, em geral, os contalos entre as litologias sensu lato graníticas e a sequència
melavulcano-sedimentar (Figura A7-2, Anexo 7). De maneira geral, o sentido do transportetectônico foi de leste para oeste, constitu¡ndo-se a área desta pesquisa numa reg¡ão defalhas antitéticas num s¡stema frontal de embricâmento e expondo progressivamente níveiscrustais mais profundos no sentido regional de W para E (Schorscher, 1975; Barbosa, 19gg,
Platt, 1988). Este princ¡pal processo geotectôn¡co-orogenético foi também o responsável pelaprogressåo metamórfica observada de oeste para leste, da fác¡es x¡sto verde superior para
anfibolito inferior/médio na área desta pesqu¡sa, ou ainda, no conlexto regional maior, da
fácies xisto verde inferior a anf¡bolito superior/h¡drogranulito (Schorscher, l97S; 1992).
No conjunto l¡tológico representado pelas rochas de composição sensu /afogranít¡ca obserya-se regionalmente o aparec¡mento e desenvolv¡mento de uma foliaçåoprinc¡pal, com ¡ntens¡dades em geral crescentes de W para E, entretanto, ressalta-se aresposta individual diferenciada dos diversos tipos litológicos sensu lalo granít¡cos a estadeformaçåo. A fol¡açao é pouco desenvolv¡da nos GB, principalmente, nas fácies degranulaçåo ma¡s grossa, e nas rochas da assoc¡ação TTG onde ela se sobrepöe a
deformaçóes altamente dúcte¡s (gnáiss¡cas e m¡gmatít¡c€s anteriores). Entretanto, é bemdesenvolvida nos MGF. Estrutura fortemente linear de agregados de minerais máficos, dedireçáo E-W, cont¡da nos planos desta foliaçåo, constitui o aspeclo estrutural dominante dos
GB. Estruturas migmatíticas, dobradas, estromáticâs e "schlieren", entre outras maiscomplexas, são ¡dentificades nas rochas da associaçåo TTG, sendo câracterizadas porenr¡quecimento de material quartzo-feldspático de granulaçáo média a grossa em "níveis"centimétricos a dec¡métricos, altemantes com "níveis" algo enriquecidos em biotita, degranulação fina a média. Estes "níveis" são, entretanto, ¡negulares e descontínuos, típicos doregime anatético.
Todas as rochas sensu /afo graníticas foram submetidas, pelo menos, a uma fasede deformat'o tectôn¡ca principal, sin-metamórfica ao metamorf¡smo reg¡onal pr¡nc¡pal
Proterozó¡co, evidenciada, sobretudo, pela forte or¡entaçåo da biotita. Esta deformação(Dn*l) causou a foliaçåo (rn*t) regional principal em todas as rochas sensu /ato granít¡cas.
os intervalos de variaçåo da direçáo da foliaçåo (Fn*1) em todos os t¡pos de rochas graníticassão mostradas na Tabela 1, e os diagramas de pólos de planos das foliaçoes nas Figuras A2-1, A2-2,424 (Anexo 2), em conjunto com a Tabela A2-1 de dados estruturais completos.
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Para os GB foram medidas, ainda, as lineaçöes de agregados de m¡nera¡s nráficos
representi¡dos na Figura A2-3 (Anexo 2).
Os contatos entre as l¡tologias de composiÉo sensu /ato graníticas e a Sequência
Melavulcano-Sedimentar, como referidos in¡c¡almente, são dominantemente tectônicos,
representados por zonas de cisalhamento dúctil-ruptil, polimetamórf¡câs, relacionadas com
falhamentos de empunåo em rampas oblíquas, de reativação policíclica. O mesmo
significado tectôn¡co é atribuído as intercalações de quartzcmuscovita-xistos, de caráter
milonítico, orienladas concordantemente com a estrutura geral das rochas sensu ,alo
graníticâs encaixantes. O estado de intemperismo forte nas zonas de contato litológ¡co
impediu a obtenção de um número ma¡or de dados estrulurais necessários a uma anál¡se
quantitativa. Entretanto, observa-se a concordânc¡a geral desles contatos com as direções da
foliaçåo principal (Fn*r) nas rochas adjacentes por toda a área mapeada (Figura A7-2, Anexo
7). Portanto, interpreta-se o desenvolvimento destes contatos tectôn¡cos s¡n-metamórf¡cos
como efeito do principal evento tectono-orogênico Proterozóico. A ocorrência de rochas que
náo evidenciam petrograficamenle características de deformaçåo dúctil-ruptil nestas zonas,
apresentando texturas em mosaicos granoblásticos devem-se a recristalização na fase pós-
tectônica do metamorfismo regional principal.
O aspecto estrutural dominante da Sequência Metavulcano-Sedimentar é
representado por uma deformação Dna1, evidenciada pela presença de uma foliação principal
(Fna1), praticamente paralela ao acamamento. Esta estrutura (F¡*1) é marcada pela
orientaçåo preferencial da muscovita, biotita, clorita e quartzo estirado nos x¡stos
metapelíticos, pelo anfibólio, talco e clorita nas rochas metaultramáficas, pelo anfîból¡o,
biotita, bem como quartzo e plagioclásio estirados nos anf¡bolitos metabásicos e gnaisses
metapelít¡cos. Localmente, as rochas da Sequência Metavulcano-Sedimentar ex¡bem dobras
e m¡crodobras intrafolia¡s apertadas, e, às vezes, disruptas, caracterizando, de uma maneira
geral, deformações policiclicas.
Medidas realizadas em afloramentos mais bem preservados da Sequência
Metavulcano-Sedimentar fomeceram para a foliação (Fn*r) de alguns dos conjuntos
litológicos maiores as direções da foliaçåo representadas na Tabela 1. Os valores integrais
desta fol¡açåo e o diagrama de pólos de planos eståo representados na Figura A2-5 (Anexo
2). A análise comparat¡va destas atitudes evidencia a concordåncia entre as foliaçöes das
rochas de composiçåo sensu rafo graníticas (rochas da associação TTG, GB e MGF) e das
rochas da Sequência Metavulcano-Sedimentar, ¡ndicåndo que foram submetidas pelo menos
ao evento deformacional (Dn*r) que acompanhou o principal evento metamórfico regional
Proterozóico conjuntamente.
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Litotipos
MGF
GB
TTG
SVS
Direção
N30W a N82E
N10W a N60E
N80W a N40E
N24W a N72E
Mergulho
10 a f)so
15 a 50o
12 a 25o
l0 a 650
Tabela 1: lntervalos de variaçåo das direçöes da foliaçåo (Fn*r) dos litotipos princ¡pais
encontrados na área de estudo. Abreviação: MGF = Metagranitó¡des Foliados com Fluorita;
GB = Granitóides Borrachudos; TTG = rochas da associaÉo TTG; SVS = Sequência
Metavulcano-Sedimentar.
A foliaçao (Fn*r) é perturbada por uma segunda fase de deformação Dn+2, à qual
impõe um caráter crenulado às litologias integrantes da Sequência Metavulcano-Sed¡mentar,
principalmente, xistos metapelíticos e ultramáficos. Diagramas de frequências de pólos deplanos da foliaçåo resultante (Fn*z) das rochas da Sequência Melavulcano-Sedimentar foram
comparados com planos de crenulação de um nível de b¡otitito nos MGF e representados
conjuntamente na F¡gura A2-6 (Anexo 2). Os resultados indicam, apesar do número restrito
de medidas, ident¡dade do evento D¡a2 ñãs rochas da Sequência Metavulcano-Sedimentar e
MGF.
O aparecimento de "sombras de pressåo", acompanhando porfiroblastos de
esmeralda, bem como o desenvolvimento de granadas c¡m estrutura hel¡cít¡ca - sintectônicas
- såo cons¡derados produtos da deformação D¡.1. O comportamento estrutural das
esmeraldas consideradas indica formaçåo deste tipo de mineralizaçåo em processo tectono-
metamórf¡co e metassomático anterior aquele responsável pelo desenvolv¡mento da
deformação Dn*1. Uma terceira fase de deformação Dn*3, foi responsável pela formaçáo de
falhas verlicais com algum deslocamento horizontal. A estas falhas associam-se basaltos
que, segundo Schorscher (1975; 1992) pertencem a dois grupos dist¡ntos, sendo um
atribuído ao Proterozóico Superior e outro ao Mesozóico. lsto pode ind¡car a reativaçåo em
pelo menos do¡s processos tectono-magmáticos distintos das falhas conelac¡onadas ao
evento Dn+3. Entretanto, para ¡nterpretaÉes mais precisas e abrangentes sobre o número de
fases de deformaçåo atuantes, bem como de seus possíveis efeitos sobre as litologias
estudadas e suas relações com as m¡nerelizaçöes seráo necessários estudos específicos
incluindo, pr¡ncipalmente, o levantamento de número signif¡cativamente ma¡or de dados e
minuciosos trabalhos de análises estruturais que náo foram objeto deste estudo.
![Page 62: cEoLocrA DA REcrAo E AspEcros cENÉncos](https://reader038.vdocuments.net/reader038/viewer/2022102512/5872172c1a28abf7458be80b/html5/thumbnails/62.jpg)
¡10
9 - GEOQU¡MICA
Neste capítulo, serão discutidas as câracteristicas geoguÍm¡cås das rochas decomposiçåo sensu lato graníl¡cas, metaultramáficas e dos antibolitos metabásicos, bem comodos processos metassomat¡smos de abrangênica local e metamórf¡cos reg¡ona¡s.
9.I . ROCHAS SENSU ¿JCTO GRANÍTICAS E GR,ANITÓIDES
As rochas sensu lato graníticås e gran¡lóides foram estudadas geoquimicamente
com base em amostragens selet¡vas dos grupos geológico-petrográficos anteriormentedescritos.
Para todas as rochas sensu /afo granít¡cas e granitóides foram calculadas asnormas clPW e efetuadas análises petroquÍm¡cås em gráficos de discriminaçåocomposicional e interpretativos, geotectônicos. Para o cálculo das normas foi utilizada umarazão R = FeO x 1,1114 I Fe2O3'= 0.69 com base nos trabalhos de Hez (1970) (Tabela 2),Cox et al, (1979) e Schorscher (1992) e nos conteúdos de Fe2O3=3,7Solo e FeO=26,8S% embiotitas de granitos do Sul da Califómia (Larsen et al., 1950; ln: Deer et al. (1962).
si02
73,8
72,0
69,0
66,9
66,15
Tipo de Rocha R
álc.feldspato-gran¡to 0,ô9
granito 0,51
quarÞo-monzonito O,54
granod¡orito 0,51
quartzo-diorito 0,40
labela 2'. Razóes (R) = FeO x 1,1114 I Fe2O3 (total) calculadas de diferentes l¡totipos ác¡dosa ¡ntermediários do Quadrilátero Fenífero (Hez, 1970) represenladas em funçäo dos teoresde sílica (Davies, 1993).
Para os cálculos normativos e demais tratamenlos geoquímicos foi utilizado oprograma NEWPET (Clarke, 1990, 1992).
9.1.1 - Rochas da Associação TTG
Dados geoquímicos de 10 amostras de rochas sensu /afo granít¡cas da
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associaçåo TTG, encontram-se na Tabela A3-1, Anexo 3.
Todas as amostras analisadas carac{erizam-se por teores elevados de sílica (SiO2
> 74Yo) e foram subdivididas em três subgrupos baseados nas característ¡cas petrográfìcâs e
na razão de álc€l¡s (conforme utilizada por Schorscher, '1992):
- Subgrupo l: é caracterizado pela ampla predominância do plagioclásio entre os
feldspatos e pela presença de biot¡ta e muscovita. A razâo Na2O/K2O > 1,5 indica sua
afinidade sódica.
- Subgrupo ll: apresenta mineralogias similares às do subgrupo l, porém com
teores mais elevados de feldspato alcalino (que se iguala em abundåncia, aproximadamente,
ao plagioclásio). lsto lhe confere afin¡dade sod¡-potássica com razóes Na2O/K2O de 0.75 -
1.5.
- Subgrupo lll: é caracterizado por teores de feldspato alcâl¡no consideravelmente
superiores aos de plagioclásio e pela ausênc¡a de muscovita. Contém b¡otita, alanila e,
eventualmente, anfibólios. As rochas pertencentes a este subgrupo såo essenc¡almente
potássicas com razões Na2O/K2O < 0,75.
Em cálculos CIPW (Anexo 3, Tabela A3€) todas as amostras são ricas em
quarÞo normativo, com Q, em geral, >35% de peso, e a grande maioria são córindon
normativas, indicando composiçóes alumínicas, ainda que apresentando teoÍes relativamente
baixos ( C entre 1 e 3 olo peso ). As rochas de composição mais sódica (subgrupo l)
apresentam os mais elevados teores de C, Hy e An, e mais ba¡xos de Or. As rochas de
composição sódica-potássica (subgrupo ll) apresentam C de 1,34 e 1,47o/o, respect¡vamenle,
indicando uma faixa de teores médios. Nas rochas de composição potássica (subgrupo lll) c
alcença os patamares mais baixos, variando entre 0,72 e 1,2Oo/o de peso, exceto uma
amostra (G-47) que é ¡senta de córindon (Anexo 3, Tabela A3-6). Segundo Schorscher
(1992), a presença destes teores de córindom, contudo, não é considerada ind¡cåtiva da
derivação metassed¡mentar das ¡ochas arqueanas estudadas, uma vez que os teores de
plagioclásio modal podem causar esle efe¡to, bem como alteraÉes anisoqulm¡cas durante os
prooessos de retrometamorfismo e saussurit¡zação, ta¡s como leve enriquecimento residual
de alumínio acompanhado de mobilizaçáo e remoçåo parcial-subordinada de sód¡o e cálc¡o.
Por outro lado, esle processo tende a ser contrabalançado por processos de
metamorfismo progressivo em fácies anf¡bolito onde oconem rem¡gmat¡zação e fusðes
parc¡ais incipientes que comumente são acompanhadas de enriquec¡mento de potássio, lsto
pode ter sido o caso das rochas estudadas.
' Elementos Maiores
As análises de rochas da associação TTG foram plotadas em diagramas de SiO2
yersus os demais óxidos (Figura 3). Porém, devido ao número reduzido de anál¡ses não foi
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possívelverificarasvâfi.¡çóesnossubgrupos;foramfeitassomentecomparaçöesentreos
mesmos.Demaneirageral,notam-sed¡spersóesbaslanteacentuadasdegrandepertedosdados analíticos. As duas amostras do subgrupo locupam reg¡öes distintas das dema¡s na
maioria dos diagramas evidenciando teores mais elevados cle Tio2, Mgo, cao €'
eventualmente, Na2O, e menores de K2O' As amostras dos subgrupos ll e lll evidenc¡am'
apesar da dispersåo, algumas regularidades comuns Com o aumento de SiO2' apresentam
tendência de dim¡nuição dos teores de TiO2, Fe2O3/FeO, CaO' K2O e P2O5 e valores
aproximadamente constantes' muito baixos, de MgO'
Foram'também,utilizadosgráficosdeclass¡ficaçãosegundoDebon&LeFort(1983), baseados nos fatores multicât¡ôn¡cos P e Q, e o sistema normativo Albita-Anortita-
ortoclás¡o (o,connor, 1965). o prime¡ro tem a vantagem de indicar adicionalmente a
tendência para composiçöes perquartzosas (Q > 150, em média), ainda que näo separe
tonalitos de trondhjem¡tos. o segundo satisfaz no sentido de distinguir composições
tonalít¡cas e trondhjemíticas, mas deixa a desejar quanto à caraclerizaçåo das composições
granodioríticas(ma¡sricasemquarlzo).Ass¡m,nodiagramadaF¡gura4(Debon&LeFot,op
cit.), as amostras estudadas situam-se nos câmpos das rochas graníticas (subgrupo lll)'
adamelíticas(subgrupoll)atronclhjemít¡cas(subgrupol),sendotodaspefquartzosas.AFiguraS(O'Connor,opcit),porsuavez,separaasrochasdosubgrupolnocampodostrondhjemitos,enquantoasrochasdosub-grupollelllfiguramnoc€mpodosgran¡tos.
No d¡agrama R1R2 de La Roche et al' (1980), as amostras dos subgrupos ll e lll
ocupam os campos dos granitos e álcali-granitos, e as do subgrupo I o campo dos
granodioritos (Figura 6).
Nográficobaseadoemmineraiscafacleríst¡cosemáficosdeDebon&LeFort(1983), as amostras figuram no campo de rochas de composi@es peraluminosas' com
exceçáo da amostra G-47 que figufa no setor lV (caracterizado pelo anfibólio) de rochas de
composiçáo metaluminosa, o que está de acordo com suas características petrográficas
(Figura7).Aindanestafiguraépossívelseparafosubgrupolnosetorllldosubgrupollnosetor I e observar o espalhamento sistemát¡co das rochas do subgrupo lll nos setores de I a
lv respect¡vamente, caractefizados pelos segu¡ntes minerais característicos: (l) muscovita ou
muscovita > b¡otita; (ll) b¡otita > muscov¡ta; (lll) biot¡ta; e (lÐ anfibólio'
Nod¡agramadeMiddlemost(1985)asrochasdosubgrupolfìguramnocampodos granod¡oritos, enquanto que as rochas dos subgrupos ll e lll estão representadas no
campo dos álcali-feldspato-granitos e granitos (Figura 8)'
O diagrama QAP (Le Ma¡tre, 1989) separa as amostras do subgrupo lno campo
dos tonalitos, e as amostras dos subgrupos ll e lll no campo dos granitos 3b (Figura 9)'
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F¡gura 3: Diagrama Sio2 x demais óxidos para as rochas granít¡oas da associaçåo TTG.
Simbolos: (.) Subgrupo l; (o) Subgrupo ll; (¡) Subgrupo lll; (r) Subgrupo lll com muita
alanita. (r) Subgrupo lll com anl¡bôlio.
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Figura 4: Rochas da associaçåo TTG apresentam as seguintes composiçóes: (1) granít¡cas -
subgrupo lll, (2) adamelíticas - subgrupo ll, e (4) trondhjemíticas - subgrupo l. A simbologia é
a mesma da Figura 3.
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Figura 5: Separa as rochas do subgrupo lno campo dos trondhjem¡tos (D) e rochas dos
subgrupos ll e lll no campo dos granitos (E). A s¡mbologia é a mesma da Figura 3.
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Figura 6: O diagranrRlR2de La Roche et al (1990) separa as rochas do subgrupo lno
cåmpo dos granodiorìtos e dos subgrupos ll e lll nos campos dos granitos e álcali-feldspatc
granitos. A simbologia é a mesma da Figura 3
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Figura 7: As rochas da associaçåo TTG mostram crmposiçóes peralum¡nosas, separando'se'
porém, em diferentes setofes: subgrupo l= setof lll' subgrupo ll = setor le subgrupo lll =
setores l, ll, lll, lv (respectivamente, muscovita, b¡otita > muscov¡ta, biotita, anfibólio) A
slmbolog¡a é a mesma da Figura 3
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o- tr a,#ct.o r¡ ü
Figura 8: Separa as rochas do subgrupo I no campo dos granodioritos (11) e as rochas dos
subgrupos ll e lll no campo dos granitos (6) e álcali-feldspato-granitos (3). A s¡mbologia é a
mesma da F¡gura 3.
F¡gura 9: Amostras do subgrupo lapresentam composições tonalit¡cas (5) e dos subgrupos ll
e lll compos¡çóes graníticas (3). A simbologia é a mesma do Subgrupo 3'
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Apesar da variaçåo química fetratada nos diagramas e das diferenças entre os
sistemas de classificaçåo química utilizados e respectivas nomenclaturas, nota-se uma boa
concordåncia com as classificações modais. As rochas sensu ,afo graníticas da associação
TTG mostram espalhamento composic¡onal de gran¡tos (3b) a trondhjemitos (leucotonal¡tos),
na maioria dos diagramas evidenciando a¡nda uma continuidade evolutiva composicional que
abrange todas as amostras analisadas.
' - Elementos Menores e Traços
os dados analíticos fl-abela A3-1) evidenciam para amostfas do subgrupo I teores
mais elevados de Cr, Ni, Ti, Y e V e teores mais baixos de Ba em relaçåo as rochas dos
demais subgrupos (com exceção das amostras do subgrupo lll, G-47 que possui conteúdos
ainda ma¡s elevados em Ti e V e G-16 de Y, La e Nd)'
No diagrama de El Bouseily & El Sokkary (1975)' as amostras dos subgrupos ll e
lll apresentam-se enriquecidas em Ba, ocupando os campos dos gran¡tos anômalos a
gran¡tos normais. As amostras G-16 e G-43 (subgrupo lll), fortemente enriquecidas em Rb,
ev¡denciam tendências evolutivas para granitos avançadamente diferenciados. As amostras
do subgrupo I indicam algum enriquecimento em Rb, entretanto, posicionam-se forâ dos
lim¡tes dos campos def¡n¡dos (Figura 10).
' Ambiente Geotectônico
Alguns diagramas geoquímicos propostos para a disøiminaÉo geotectôn¡cã de
granitóides pós-arqueanos foram construídos, mais especificamente, com finalidades
comparativas do que interpretativas, já que a natureza orogên¡ca das rochas da associaçáo
TTG ficou bem evidenciada por suas características geológicas de deformaçåo e
polimetamorfismo. Para tanto, util¡zaram-se o diagrama de Batchelor & Bowden (1985),
derivado do diagrama R1R2 de La Roche et al. (1980), e o d¡agrama de Maniar & Piccoli
(1989). No diagrama de Batchelor & Bowden (op cit.) a maioria das amostras dos subgrupos
ll e lll situam-se nas áreas dos campos 6 e 7, atribuídos, respectivamente, aos granitó¡des
sin-colisionais e pós-orogênicos (Figura 11). Entretanto, estas composições de elementos
maiores nåo sáo muito específ¡cas e compreendem também a grande maioria dos granitóides
de anatexia o que, mais espec¡f¡camente, coresponderia as características das roches
estudadas. No diagrama da Figuras 12 (Maniar & P¡ccol¡, 1989) a grande maioria das
antostras f¡guram no campo dos granitos pós-orogênicos ou próximo a ele. Uma amostre do
subgrupo I s¡tua-se no campo dos granitóides IAG-CAG-CCG (respectivamenle, arcos de ilha,
arcos cont¡nentais e de colisåo continental). A Figura 13 de Maniar & Piccoli (oP cit,),
êvidencia a natureza peraluminosa das rochas sensu lalo graníticas estudadas (com exceçáo
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da amcrstra G,47 do subgrupo lll que apresenta composição metalum¡nosa). NEste último
d¡agranta as amostras figuram nos campos dos granitóides orogênic'os'
Entfe os gráfìcos de discriminaçáo genética e de ambiente geotectônico baseados
êm elementos treços, foram utilizados os de Pearce et å1. (1984) e Whalen et al' (1987) O
prime¡ro distingue granitóides anorogênicos intra-placas continentais (wPG) e de dorsal
oceânica (oRG) de granitóides orogênicos sin-colisionais (syn-coLG) e de arcos vulcânicos
(VAG).NodiagramadaFigura14(Pearceetal',1984),esamostrasesludadasocupamum
campo que se extende dos granitóides WPG em direçåo aos tipos VAG e syn'COLG'
No diagrama de Vvhalen et al. (1987) as amostras enalisadas caracterizam-se como
diferenc¡ados félsicos de granitóides orogånicos a gran¡tó¡des com característ¡cas
geoquímicas de granitos tipo A (F¡gura 15). É importanle mencionar que estes autores
destacaram que os gran¡tos tipo A não såo restritos a áreas anorogènicas ou de rifteamento'
masocofieramdurantetodotempogeológicoeemtodososambientesgeotectôn¡cos.
Figurâ ,to: D¡stfibu¡çåo das rochas da associaso TTG no diagrama Ba-Rb-sr: subgrupos ll e
lll apresentam característic¿s de granitos anômalos (3) a granitos normais (4), subgrupo I
mostra-se levemente enriquecido em Rb. As amostras G-16 e G-43 (subgrupo lll) figuram no
campo dos gran¡tos fortemente diferenciados (5) A simbologia é a mesma da Figura 3'
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Figura 11: As rochas da associação TTG distribuem-se em tomo dos campos (6 e 7) dos
granitóides s¡n-col¡s¡onais a pós-orogênicos. A s¡mbologia é a mesma da F¡gura 3.
70sr02 (ú r)
Figura 12: Distribuiçao das rochas da associaçáo TTG no campo dos granitó¡des pós-
orogên¡cos. Uma amostra do subgrupo I figura nos campos IAG-CAG-CCG (granitóides de
arcos de ilha, de arcos continentais e de colisão continental). A simbologia é a mesma da
Figura 3.
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Figura 13: As rochas da associafro TTG ocupam os campos dos principais granitóides
ofogênicos: Subgrupo l: cAG (gran¡tóides de arcos continentais) ou CCG (cle colisåo
cont¡nental); subgrupos ll e lll: ccG ou POG (pós-orogênicos). A simbologia é a mesma da
Figura 3.
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Figura 14: Distribuiçåo de parte das rochas da associaÉo TTG no campo dos granitó¡des
intra-placas. A s¡mbolog¡a é a mesma da Figura 3'
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Figura 15: Separa as amostras do subgrupo ll e a amostra G-¡44 (subgrupo lll) no campo dos
gran¡tóides orogênicos félsicos, e amostras dos subgrupos le lll no campo dos grenitóides
mais evoluídos, com cafacterísticas de granitos tipo A. A s¡mbologia é a mesma da Figura 3.
Dos diagramas geoquímicos ¡nterpretat¡vos utilizados os que melhor concordam
com as característ¡cas geológicas observadas såos os de Batchelor & Bowden ('1985)'
cons¡derando a ¡nterpretaçåo de granitóides de anatex¡a (Figura 1 1), de Man¡ar & P¡ccoli
(1989) ind¡cando peraluminicidade e origem orogênica (Figura 12) e de vvhalen et al' (1987)
¡ndicando/admitindo origem orogênica e câracterísticas de granitos tipo A (Figura 15).
'"Spidergrams"Elementos compatíveis e ¡ncompatíveis (ma¡ores e traços) das rochas sensu ,afo
graníticas da associaçåo TTG arqueana foram representados e analisados em "sp¡dergrams"
com normalizaçåo em dados de granitóides de dorsal oceânica - ORG (Pearce et al" 1984) e
em "sp¡dergrams" expandidos, normalizados em valores do manto primitivo - PRIM (faylor &
McLennan, 1985), os quais estão representados nas Figuras 16 e ',17 "Spidergrams"
normal¡zados em PRIM, mostram que as rochas dos subgrupos I e lll (com exceção da
amostra G-44), tem composises claramente mais enriquecidas em Nb, La' Ce, Nd, Z¡ eY e
empobrecidasemBaesrdoqueasrochasdosubgrupoll(ma¡samostraG'44).
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Ll K bcaTl PbbThU tþLaC€y Pr l8zrgnEuøTbTr tlv Y tþEr TiìYbLlSc V ZnCuNlCr
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Figura 16: "spidergrams" expandidos com normal¡zaçåo em valores do manto primitivo -
PRIM Oãylor & Mclennan, 1985) para amostras da associaÉo TTG. A simbologia é a mesma
da Figura 3.
lban: m
ocap-3 ocap 2 oGs ÂGl6 Àèæ--¡G-43 a C-,1,1 oÈ18 vli17 ôri4g
tæ È rb
Figura 17: ',spidergrams" normal¡zados em valores de gfanitóides de dorsal oceânica-oRc,
segundo Pearce et al. (1984), para as amostras da associaçáo TTG. A simbologia é a mesma
da Figura 3.
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De um modo geral, notam-se na maioria ou mesmo totalidade das amostras'
anomalias positivas fortes (>20 X) para os elementos: K, Rb, Pb, Ba, Th, U, Nb, La, ()e e Nd.
Zr apresenta enriquecimentos variáveis fracos (>'l-20 X) a fortes, algo similares aos de Y que,
entretanto, sáo menos pronunciados (exceto para a amostra G-16). Sr apresenta,
predominantemente, enriquecimentos fracos e, excepcionalmente, a falta de fracionamentos
ou mesmo empobrec¡mentos fracos. Ti e Zn nåo sofreram frac¡onamentos osc¡lando em tomo
da unidade. V e Cu apresentam empobrecìmentos fracos a moderados e Ni e Cr, c¡mo
elementos mais compatíveis apresentam empobrec¡mentos fortes (Figura 16). A amostra G-
16 (subgrupo lll), petrograficamente câracterizada pü muita alanita, apresenta os mais
elevados enriquec¡mentos em Nb, La, Nd e Y.
Quando plotadas em "spiders' normalizados em valores de granitóides de dorsais
oceânicas - ORG, todas as amostras da associação TTG apresentam padröes geoquÍm¡cos
bastante similares, caracterizados por anomalias posit¡vas de K2O, Rb, Ba' Ïh' Nb e Ce,
onde as anomalias de K20, Ba, Nb e Ce såo fracas a moderadas. Zr e Y indicam a falta de
fracionamento, ou ainda, empobrec¡mentos fracos. Amostras do subgrupo I apresentam
relativo empobrec¡mento em K2O, Rb, Ba e Th em relação aos demais subgrupos e falta de
fracionamento para Zr e Y. A amostra G-16 do subgrupo lll, com muita alan¡ta, apresenta os
enriquec¡mentos mais fortes em Y e Nb (Figura 17). Os "spiders" com normalizaçao ORG
sustentam, ainda, a natureza orogên¡ca das rochas TTG apresentando similaridades com
granitos de arcos vulcånicos e, €m particular, com granitóides da margem cont¡nental ativa do
Chile (Pearce et al., 1984; Schorscher, 1992).
9,1,2 - Granitóides Borrachudos (GB) e Metagran¡tóides Fol¡ados com Fluorita (MGF)
Dados geoquímicos dos GB foram publicados por Herz (1970), Chemale Jr.
(1987) e Schorscher (1992). Neste trabalho foram analisadas 10 amostras de GB e 5amostras de MGF, que foram tratados comparat¡vamente, em conjunto'
Os dados analíticos eståo cont¡dos nâ Tabela 492, Anexo 3. Estes dados
evidenciam claramente tendência mu¡to rica em sílicâ, com teores de SiO2 > 7 4Vo de peso na
maior parle das amostras de GB, e teores de SiO2> 77Vo de Peso para as amostras de MGF.
Apenas as amostras G-14a, G-26c e G-27 de GB apresentam teores de SiO2 algo mais
baixos ( SiO2 entre 7ù7 4o/o de peso). A amostra 03, com teores a¡nda mais baixos de SiO2,
representa a parte ma¡s máf¡ca, mesocfática, de uma amostra de GB, cerãcterizada
petrograficamente por agregados poligonais de fluorita e porfiroblastos de fluotaramita e
biotita formando concentrados de minerais máficos, totalizando em tomo de 35% modais,
enquanto que todas as demais amostras apresentam-se leucocráticas a hololeucocrát¡cas.
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Em cálculos normat¡vos CIPW, todas as análises de Gll e MGF apresentam
teores elevados de quartzo-normativo (Q = 20.70 a 41.3370), com exceção da amostra 03
que, por ser uma 'schlieren' máficâ, de mineralogia anômala, apresenta-se nefelina-
normativa e com os teores mais elevados de Or, An, Di e Hy. As amostras G-17a, G-17d, G-
18a, G-26a, G-26c säo fracamente córindon (C) normativas (C < O 54% de peso),
sustentando, de acordo com evidências mineralóg¡cas, composições levemente
peralumínicas a metalum¡n¡cas (Figura 24 e Tabela A3-7, Anexo 3).
' Elementos Maiores
Nos d¡agramas geoquímicos de classificação e c€racterização baseados em
elementos maiores e em dados normativos (O'Connor, 1965; Debon & Le Fort, 1983;
Middlemost, 1985, Le Maitre, 1989), as amostras de GB e MGF f¡guram no campo dos
gran¡tos e álcali-feldspato-gran¡tos (F¡guras 18 a 21). Ainda, na Figura 20, é possível uma
separação destes granitó¡des, sendo que entre as amostÍas de MGF predominam
composições de álcali-feldspatogranitos, ao passo que nas amostras de GB, predominam
composições granít¡cas, o que pode ser confirmado também no diagrama da Figura 22 (La
Roche et al., 1980).
O diagrama de m¡nerais caracterÍsücos (Debon & Le Fort, 1983) retrata bem a
composição leucogranítica destes granitó¡des, variando de peralumÍnica do Tipo lll (biotítica)
a metalumín¡cã do T¡po lV (com ampla variedade de minerais máficos característicos, entre
eles b¡ot¡ta e homblenda, principalmente, além de ortopiroxênio, cl¡nopiroxênio, ep¡doto
primário e esfeno) (F¡gura 23). Somente, uma amostra de GB situa-se no campo V que seria
caracterizado pelo clinop¡roxên¡o. S¡milarmente, a representação de Maniar & Piccoli (1989),
baseada no fndice de Shand, reforça a natureza peralumínica a metaluminica de ambos os
tipos de granitóides, com tendèncias predom¡nantemente metalumínicas para as amostras de
GB e peralumínicas para as amostras de MGF (Figura 24).
' Elementos Menores e Traços
O diagrama triangular Ba-RÞSr de Êl Bouseily & El Sokkary (1975), separa bem
os GB e MGF onde os GB figuram no campo dos gran¡tos normais e os MGF no campo dos
granitos fortemente diferenciados com enriquecimento em Rb (Figura 25).
A presença do elemento berílio nos GB e MGF, seja na forma do mineral berilo ou
como anomalia geoquímica, pode constituir-se num ¡mportante indicador petrogenético-
metalogenético e, assim, guanto aos controles das jazidas de esmeraldas. Visto que a
¡dentif¡caÉo m¡croscóp¡ca-petrográfica do berilo como mineral menor ou traço é bastante
problemática em assembléias minerais ricas em quartzo, particularmente quando se trata de
berilo em quantidades pequenas e de granulação fina, foram efetuados trabalhos
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Albtt¡-¡ru-th-Ù11þ^:
IrÊlfl¡g: k!Þdlr lt.Ci ktrrl I ltr0: lfo.ûJgllteEi er¡ltc
Figura 18: Distribuição das amostras dos GB e MGF no campo dos gran¡tos (símbolos: GB -
Gran¡tó¡des Bonachudos (+); MGF - Metagranitóides Foliados com Fluorita (')).
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Figura 19: Distribuiçáo das amostras dos GB (+) e MGF (') no campo dos granitos (1) e
adamel¡tos (2), predominantemente, perquartzosos.
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Figura 20: Distribuição das amostras de GB (+) e MGF (') nos campos dos granitos (6) e dos
álcali-feldspato granitos (3).
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Figura 21: Distribuiçáo das amostras dos GB (+) e MGF (',) no campo dos granitos 3b
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1000
Figura 22.. Distribuição das amostras de GB (+) no campo dos gran¡tos e de MGF (*) no
campo dos álcali-feldspato-granitos.
rfl¡ lL¡9.firþ+1r 2t[ æ5
Figura 23. Representa a composição leucogranítica dos GB (+) e MGF ('), variando de
per?lumín¡ca do T¡po lll (b¡otitica) a metalumínicå do Tipo lV (com biotita, hornblenda, orto e
cl¡nopiroxênio, epidoto e esfeno).
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Figura 24'. os GB (+) e MGF (') mostfam compos¡øes metalumÍnicas a peralumínicas com
tendênciaspredominantementemetalumínicasparaasamostfasdeGBeperalumínicaspara
as amostras de MGF.
Figura 25: Os GB (+) pfedominam no campo dos granitos normais (4) e os MGF (*) no campo
dos granitos fortemente diferenciados (5) (El Bouseily & El Sokkary' 1975)'
SaEã=
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geoquímicos adic¡onais, específ¡cos para o elemento Be, Os resultados confirmaram a
presença generalizada, sistemát¡ca e significativa do berílio tanlo nos GB como nos MGF
(fabela 3).
Amostras
03
G-9
G-14
G-l5a
G-17a
G-17d
G-18a
G-23
G-26a
G-26b
G-26c
G-27
Litotipos
GB
MGF
GB
MGF
MGF
MGF
MGF
GB
GB
GB
GB
GB
Be (ppm)
13,0
5,5
10,2
8,3
12,8
13,8
8,1
6,3
6,6
5,0
6,3
4,9
Tabela 3: Resultados das análises de Be nos GB e MGF, via Absorção Atômica.
' Ambiente Geotectônico
As análises dos GB e MGF foram representadas no diagrama da F¡gura 26 de
Maniar & Piccoli (1989), onde tanto os GB como os MGF f¡guram no campo RRG + CEUG, de
granitóides relac¡onados a zonas de 'rift' (RRG) e de áreas de soerguimento epirogênico
continental (CEUG), ou seja, de granitóides anorogênicos.
Na representaçåo de Batchelor & Bowden (1985), baseada em elementos
maiores, verif¡ca-se, entretanto, um espalhamento s¡stemát¡co e contínuo do campo dos
granitóides sin-colisionais (e/ou de anatex¡a) aos tardi-orogèn¡cos, ou seja, ¡ntegralmente nos
l¡m¡tes composicionais de gran¡tóides orogênicos (Figura 27).
O diagrama de Pearce et al. (1984), com base nos elementos traços Y-Nb-Rb, foi
elaborado para granitóides pós-arqueanos. Nestes, as amostras de GB e MGF figuram no
campo dos granitóides anorogênicos ¡ntra-placa (WPG) (F¡gura 28).
No diagrama da Figura 29 de Whalen et al. (1987), baseado em elementos
maiores e traços, os GB e MGF apresentam caracter¡st¡cas geoquímicas de Granitos Tipo A,
o que, de acordo com os autores, implicaria geneticamente apenas numa origem em
amb¡ente de crosta siálica profunda, nåo necessariamente num ambiente anorogenético.
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60
rûSrû2 (rr f)
Figura 26: Os GB (+) e MGF (.) ocupam o campo dos granitóides relacionados a "rift" (RRG)
e granitóides de soerguimento ep¡rogên¡co continental (CEUG).
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Figura 27: Êspalhamento sistemát¡co das amostras de GB (+) e MGF (') nos campos de
gran¡tóides orogên¡cos, com concentraçåo dos MGF na região das composiçóes de fusóes
anatét¡cas min¡mas do sistema granít¡co.
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Figura 28: Distribuição dos GB (+) e MGF (') no campo dos granitóides anorogên¡cos intra-
placa (WPG).
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Figura 29: Os GB (+) e MGF (') apresentam característ¡cas geoquím¡cas de granitos Tipo A.
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62
'"Spidergrams"Foram construídos "spidergrams" expandidos, normalizados em valores do manto
primitivo - PRIM (Taylor & Mclennan, 1985), e'spiders" com normalização em gran¡tó¡des dedorsal oceânica ORG (Pearce et al., 1984). Todos esles gran¡ló¡des revelaram padróes
geoquímicos mu¡to bem definidos e prat¡câmente idênticos. No diagrama normalizado em
valores do manto primitivo (Figura 30) as amostras cle GB e MGF mostram anomaliaspositivas para a maioria dos elementos analisados e ânomalias negativas sistemát¡cas
apenas para V, Cu, Ni e Cr. Variabilidades maiores, no c€so dos elementos Pb e Zn, devem-
se a m¡neral¡zações fracas de galena e esfalerita. A elevada anomal¡a de Th na amostra G-
14a conesponde a teores modais mais elevados de alanita. As amostras de MGF mostram-se
mais enriquecidas em U e Rb do que as amostras de GB que, por sua vez, såo mais ricos em
Ba (Figura 30).
De maneira semelhante, em "sp¡dersgrams" normalizados em valores de ORG(Pearce et al., 1984), as amostras de GB e MGF revelaram anomalias positivas de K2O, Rb,
Th (forte para a amostra G-14a), Nb e Ce. O Ba mostra comportamento diferenc¡ado sendo,
em geral, mais enriquec¡do nos GB. Zr e Y náo evidenciam frac¡onamentos (Figura 31).
Conclui-se que houve um empobrecimento dos elementos mais compatíveis nas amostras de
MGF em relaçåo as de GB e enriquecimento dos elementos incompatíveis em ambos os t¡pos
de granitó¡des quando comparados as rochas da associaçáo TTG. O enriquec¡mento de Rb
nos MGF e de Ba nos GB sáo tentat¡vamente atribuidos aos processos de metamorfismo
regional proterozóico, que nos MGF causaram fusão parcial incip¡ente e reestruturação
completa dos feldspatos alcalinos para mic¡oclíneos, enquanto que nos GB são aindapertíticos e com ¡nclusões de restos de plagioclás¡os saussurit¡zados. rF.: Èrn
Lr x fbÈl I ÞbÏlì u lù l¡c.srÈ tüÈ sEucdrÙTr flt Y lòEr lbYbLü lc Y zrìÙl{l Ù
Figura 30: "Spidergrams" das amostras de GB (+) e MGF ('), expandidos, normalizados em
valores do manto primitivo - PRIM (Iaylor & Mclennan, 1985).
rGg +G1{^ +Þ1ö ¡f¡. l5e rG-lÈ
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03
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Figura 31: "spidergrams" das amostras de GB (+) e MGF C), normalizados em granitóides de
dorsal oceânica - ORG (segundo Pearce et al , 1984)'
9.2 -SEQUÊNCIA VULCANO.SEDIMENTAR
ParaosestudosgeoquímicosdasrochasdaSequênciaVulcano-Sedimentaf,foram consideradas as rochas metaultramáf¡cas e cromititos disseminados (incluindo seus
equivalentes metassomáticos), além dos anfibol¡tos metabásicos'
g.2.1 - Rochas metaultramáficas, cromititos disseminados e equivalentes
metassomáticos
Dados analíticos das rochas metaultramáficas, cromititos disseminados e
equivalentes metassomáticos encontram-se na Tabela A$3' Anexo 3'
os tratamentos dos resultados analíticos destas fochas para detalhamentos
geoquímicos e petrológicos såo problemáticos tanto pela entfada dos lluidos metamórfico-
metassomáticos (H2o e co2) nas rochas originalmente anidras que sempre Provocam
também outras mudanças quimicas náo apenas de diluição (lwine & Baragar, 1971)' como'
particularmente, pela atuação dos fluidos/processos m¡neral¡zantes. Na tentativa de
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classificâçáo geoquímica, foram consideradas apenas amoslras de rochas metaultramáficas
nåo ou pouco alteradas por pfocessos mineralizantes, ¡sèntas ou com conleúdos baixos de
b¡ot¡ta/flogopita, correspondendo a leores de K2O < 1.59/o de peso. Os equivalentes
metassomáticos das fochas metaultramáficãs, pof sua ve\ foram agrupados
petrograficamente de acordo com suas proporçóes em flogop¡ta em flogopita-anf¡bolitos (5-
4lo/o de flogopita), anfiból¡o-flogopita-x¡stos (45-80% de flogopita) e flogopit¡tos (>809o de
flogop¡ta), que apresentaram valores de LOl, perda ao fogo total (H2O- + LOI), bastante
variáveis (de 1,62 a 15,O2o/o de peso). Enketanto, devido ao reduzido número de amostras
anal¡sadas em geral e, Princ¡palmente, por subgrupos e, ainda' porque as amostres dos
subgrupos estabelecidos nåo def¡niram sistemát¡cås geoquím¡cas específicas, optou-se por
uma interpretação conjunta dos dados analíÜcos.
' Elementos Ma¡ores
A Tabela A3-3 mostra que os teores de si02 destas rochas variam entre 44,13 e
52,63 Vo de peso, com exce$o da amostfa NE-20 que representa o cfomit¡to d¡sseminado
mais rico em cromita de todas as amostras anal¡sadas, alterado, contendo flogopita e
anf¡bólio apenas subordinados, o que expl¡ca os valores baixo de sílica (SiO2 = 24,57To) e
elevado de cr (valor semiquant¡tativo de 110.921 ppm). 4 alum¡na osc¡la ente 2,14 e 14,1 o/o
de peso, e estas oscilaçöes estão relacionadas com a variação dos conteúdos de hornblenda
e/ou flogopita. cao oscila entre 0.26 e 1 1,53 % de peso, oscilações eslas também
relac¡onadas com os conteúdos variáveis de homblenda. Os conteúdos de K2O variam de
nulo (abaixo do limite de detecção, Anexo 1) nas amostras não flogopitizadas a > 5 yo de
peso nos flogopititos. Fora isto, a química de elementos ma¡ores nåo varia muito.
Nas tentativas de class¡ficaÉo dos protólitos ígneos das rochas metaultramáficas
foram ut¡lizadas apenas as amosttas com teores de K2o < 1,5 9o de peso, excluindo também
os cromititos (com teores > 10.OOO ppm de Cr) e, em função das evidências geológicas,
foram utilizados penas conce¡tos de rochas vulcånicas. As amostras consideradas foram Gal
1-5, C-02, A-08, NE-29b, A-7a,1'O2, NE-25, 6'm, A-13' BE-03 e l-02a
o diagrama da Figura 32 (Le Maitfe, 1989) demonstra o posicionamento das
amostras estudadas desde o campo dos basaltos até o câmpo dos komat¡itos, verificando-se,
porém, uma maior concentraçåo no campo dos piøitos. Esta pode indicar a atuaçåo de
processos de enriquecimento cumulát¡co de olivinas nos denames ultramáficos Tais
processos parecem possÍveis inclusive pela formaçåo dos cromit¡tos disseminados em alguns
destes denames, e que, em alguns casos, preservaram texturas cumuláticas'
Amesmapopulaçåoanalít¡carepresentadanodiagramadeJensen(1976)'tempontos figufativos nos campos dos komat¡itos basálticos e per¡dotít¡cos (Figura 33).
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F¡gura 32: lndica a possível variaçåo composic¡onal dos protólitos ígneos das rochas
metaultramáf¡cas estudadas, a partir dos exemplos menos alterados pelos processos
metassomáticos e mineralizantes.
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Figura 33: D¡stribuiçáo das amostras de rochas metaultramáf¡cas menos alteradas por
processos metassomáticos e mineralizantes nos campos dos komatiitos bâsált¡cos a
komat¡itos peridotíticos.
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66
' Elementos menorls o treço3
Na análise global dos elementos traços das rochas metaultramáf¡cas, cromit¡tos e
equivalentes metassomáticos alguns elementos chamam atençåo, entre estes o Cr que varia
na faixa entre 1500 e >100.000 ppm, em funSo dos leores de crom¡ta. Eslas crom¡tas
acessórias ou cumuláticas (nos crom¡t¡tos) sobreviveram aos processos metamórfîcos
regionais, com composiSo magmáüca original, conforme alestam, em microsc.op¡a de
minérios, núcleos nåo transformados em fenita-cromita. Tais crom¡tas foram ãnal¡sadas por
Schorscher (1991a; '1992), via microssonda eletrônica, e invariavelmente, apresentam, nos
núcleos preservados, leores elevados de zinco (ZnO em tomo de 2olo de peso ou mais),
cont¡dos na estrutura do mineral. Desta foma, as crom¡tas såo inclusive responsáveis pelas
anomal¡as geoquímicas de Zn observadas nas rochas estudadas, na faixa de 150-8.O00 ppm,
enquanto que as médias normais de Zn em rochas ultramáficas situam-se na faixa de 5G80ppm ffurekian & Wedepohl, 1961; Weclepohl, '1972]. O significado petrogenét¡co do Zn nas
cromitas derivadas de magmas komat¡íticos é interessante, uma vez que o Zn não é um
elemento comum em fusões ultramáficas e uma vez que cromilas com zinco em rochas
ultramáficas pós-arqueanas são raras (Schorscher, 1992).
Extraído de Herrmann (1 991 )
{
Figura 34: O processo de flogopit¡zaçåo é câracterizado pelo aumento correlac¡onado de
K2O, Ba e Rb, elementos ¡ncorporados na flogopita.
'çE
&
)? o -
Demais elementos traços que variam em maior proporçåo incluem, entre outrosi
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os cÐmpatíveis Ni e V, os menos compatíveis T¡ e Y, e os fortemente ¡ncompatíveis Rb e Ba.
Estas variaçöes atribuem-se tanto a d¡ferenças composiciona¡s magmáticas primárias como a
processos secundários, metamórfico-metassomáticos e mineralizantes, estes últimos
¡ncipientes.
Algumas caractefíst¡cas geoquímicas dos Processos metessomátic-s
mineralizanles, de flogopitização, fracos a fortes, såo mu¡to bem retratadas no diagrama Rb +
Ba yersus K2O da Figura 34, onde foram representadas conjunlamente lodas as amostras
analisadas (rochas metaultramáf¡cas, crom¡t¡tos e equ¡valentes melassomáticos). Neste
observa-se que a medida que aumenta o conteúdo de K2O, representat¡vo da flogopita,
aumentam os conteúdos de Ba e Rb, que sáo elementos incorporados neste mineral.
'"Spidergrams"As análises em diagramas mult¡-elementares v¡safam a caracterização
comparativa das rochas metaultramáf¡cas e dos cromit¡tos näo afetados por processos
metassomát¡cos entre si e em relação aos seus equivalentes metassomáticos. Para tanto,
foram estabelecidos valores geoquímicos limites de Cr = 10.000 PPm (= 19o de peso) para
separar rochas metaultramáficas de crom¡titos, e de K2O, respectivamente' de 0 8 e 0-5o/o de
peso para separar as rochas e os cromititos "normais" dos seus respect¡vos equivalentes
metassomáticos. Os valores escolhidos conespondem, aproximadamente, a 5% de cromita
modal e ao aparec¡menlo de flogop¡ta nas rochas e nos cromititos fracamente
metassomát¡cos. Resultaram, ass¡m, os segu¡ntes grupamentos:
' Rochas metaultramáf¡cas nåo metassomáticas: amostras A-08' NE'29b, 6*m' A-
13, BE-03, B-19, l-02a;
' Rochas metaultramáficas melassomáticas: amostras Gal 1-5, NE-08' NE-07' C-
02, NE-og, BT-01, NE-10, A-7a, NE-11, l-02,6.v, Gal 16, NE-25, NE-24' CAP-1' l-03, 1-b' G-
39a;
' Cromit¡tos náo metassomáticos: amostras 1", 1*a' BE-01 ;
'Crom¡t¡tos metassomáticos: amostras NE-03' A'16c, NE-2O' CAP-s, B-15'
As amostras de rochas metaultramáficas e de crom¡titos não metassomát¡cos
foram representadas em diagramas mult¡elementares normalizados em valores de manto
primitivo (pRlM), segundo Clarke (1990; 1992). Para tanto, foram ¡ntroduz¡dos alguns valores
numéricos fictícios para subst¡tu¡r os valores analit¡cos nulos nos arguivos de dados originais.
Estes valores foram escolhidos sempre abaixo do limite de detecção dos respectivos
elementos. A Tabela A3-4 com os dados alterados encrntra-se no Anexo 3. Nesta foram
ainda alterados os valores aparentes, muito elevados, de Ce e Nd da amostra de crom¡t¡to
NE-20, sendo que estes devem-se a interferências analÍt¡cås causadas pelo cr, que no câso,
se const¡tui num elemento maior Cfabelas A3-3 e A3-4)
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Figura35:Rochasmetaultramáf¡casnåometassomatizadasrepresentadasem.'spidergrams.'
normalizados em valores do manto primit¡vo - PRIM'
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F¡gura 96: cromititos não metassomatizados representados em "sp¡dergrams" normalizados
em valores do manto primit¡vo - PRIM'
a '1r a' î-a oBF01
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Os diagramas obtidos (Figuras 35 e 36) retratam' essencialmente' as
variabilidades primáÈas, ígneas, dos vulcan¡los ultramáf¡cos e dos cfom¡t¡tos, e as alteraçöes
aloquímicasquesofreramduranteaevoluçåopolimetamórfica.Destacam-secomofe¡çóescaracteríst¡casosenriquecimentossistemát¡cos,aindaquebastantevariáveis,doselementos
mais¡ncompatíVeis,comexceçãodosrqueseapresentaempobrecido.Doselementosmais
compatíveis, Zr, Ti, V, Cu e Cr variam' em geral' próximo aos valores padråo; Y e Zn
apresentam-se algo enriquecidos, o Zn certamente por motivos magmáticos' encontrando-se
na estrutura das cromitas (schorscher, 1992); e o v e o Ni såo fracamente empobrecidos
(F¡gura35).Deummodogeral,notam-seaindaasvariabil¡dadesmaioresetambémmenos
s¡stemát¡cas dos elementos mais ¡ncompativeis, ¡nd¡cativos, provavelmente, das alteraçöes
aloquímicas por processos metamórficos (Figura 35)' Prat¡cãmente' as mesmas observaçöes
podem ser feitas nos cromititos, em geral, de uma foma mais acentuada (Figura 36)'
Paraavaliaçáodosprocessosmetassomáticosforamcalculadasascomposições
médias dos dois agrupamentos analíticos representat¡vos, respectivamente, das rochas
metaultramáficas e dos cromit¡tos não metassomáticos. Estes valores foram ut¡lizados como
dadosdenormalização,respect¡vamente,paraasrochasmetaultramáficasmetassomáticâse
cromit¡tos metassomát¡cos (F¡guras 37 e 38). As principais características dos processos
metassomát¡cos nas rochas metaultramáficas ¡ncluem (Figura 37):
' enriquecimento típico de KzO e (K):
' enriquec¡mento igualmente típico de Al2O3;
' empobrecimento de CaO nas rochas mais potassificadas;
* enriquecìmento forte de Rb (similar ao K);
' enriquecimento de Ba, Y, Ce e Nd'
Observaçöes sim¡lares podem ser feitas no diagrama representativo dos
cromititosmelassomát¡cos,exceçãofeitaasseguintesdiferençasprincipais(F¡gura38):
' as fortes variaçóes do Cr se devem, neste caso' náo a alteraçåo metassomática
es¡maosteoresprimários,bastantevariáveis,decromitanoscfomititosgueincluemdesdet¡posd¡ssem¡nadospobres(com,apfox¡madamente,5olomodaisdestem¡neral)comooutros
mais ricos (com, no máximo, em tomo de 25olo modais de cromita);
' similarmente, explicam-se as variações do Zn que se devem ao enriquecimento
bastante característic¡ deste elemento nas øomitas;
' såo, ainda, notáve¡s as variaçóes mais fortes e menos sistemát¡cas dos
elementosNb,Y,U,La,Ce'Nd,entreoutros'quepodemserdevidas'inclusive'afatoresanalíticos, principalmente no caso dos elementos U e Tenas Raras'
De um modo geral, há de se destacaf que as principais transformaçóes geoquímicas
causadas pelos processos metassomáticos retfatam bem o principal processo
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70
NÌ ¡l ÍÈd rå
Figura 37: 'Spidergrams" das rochas metaultramáf¡cas metassomatizadas, normalizados
em valores das composiçoes médias das rochas metaultramáficas não alteradas.
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Figura 38: "spidergrams" dos crom¡titos metassomatizados, normalizados em valores das
composiçóes médias dos cromititos não alterados.
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m¡neralógicoobservado,istoé,aflogop¡tizaÉovariável'inc¡pienteatotal'dasrochasmetaultramáficas e dos crom¡t¡tos metassomát¡cos
9.2.2 - Anfîbolitos metabásicos
Dadosanaliticosdosanfìbolitosmetabás¡cosdaregiãoestudadaencontram.sena
Tabela A3-5, Anexo 3.
lncluiram-se nas análises qeoquímicas exemplos dos diversos subgrupos
petrográf¡cos anteriormente dìscriminados: plagioclásiequartzo-anfibolitos (POA)'
plag¡oclásio-quarlzo-anfibol¡toscomgranada(PQAG)'ptag¡oclásio.quartzo-anfibolitoscom
epidoto(PQAE)eplag¡oclás¡Gquarrzo-anfibol¡toscomalolana(PoM).Porém.destesapenasosprimeirostrèsgruposseráotl.atadoscomfinalidadespetrogenéticasparetentar
reconstruir as câracterÍst¡cas primárias do magmatismo extrusivo básico da sequència
vulcano-sedimentar. Os anfibolitos com alofana (POAA) såo produtos de ¡ntemperismo
selet¡vodoplagioclásioeassimcaractefizadosporpefdassubstanciaisprincipalmentedeNa,
mastambémdecae,consequentemente,enriquec¡mentorelativodeAl,alémdefoftehidrataçåo (Iabela A3'5) (Schorscher
"1977)'
* Elementos ltlaiores e Cálculos Normativos CIPW
As rochas estudadas såo, em sua maioria básicas' com algumas amostras
adentrandoafaixacomposicionaldasrochasintemediárias(TabelaA3-5).SegundoaclassificaçãodePearce&Cann(1973),apresentamquimismosessencialmentebasálticos,
comcao+Mgomaiorquel2o/oemenorque2oo/odepeso(comexceÉodaamostrac-01a,subgrupo PQAG, com teores de Q¿Q + M$O = 8,86%)' sendo ' ainda' pobres em K' com K2O
<1,86%epobresemTi,comTiO2<2.Oo/o.QuantoaonúmerodeMg(Mg#)variamde32a
62, sendo que a maioria dos dados está na faixa de 50 a > 60 Cfåbela A3-5)'
CálculosnormativosCIPW'excetuando-seosanfibolitoscomalofana,efetuados
a partir dos dados analít¡c,s recalculados anidros, com uma ¡azão Fe,2lFe*3=0.85 e
padronizados em 1OO 7o totais, såo apfesentados na T¿¡bela A$8. lndicam a tendènc¡a geral
toleítica desses anf¡bolitos, que säo todos hiperstèn¡o'normat¡vos, variando de olivina-
normat¡vos (a ma¡oria) a quartzGnormativos'
Os d¡agramas de lrvine & Baragar (1971) e de Jensen (1976) apontam para uma
natureza sub-alcalina, toleítica, da maioria dos anf¡bol¡tos estudados exist¡ndo entfe estes
tanto toleítos ric¡s em Mg como ricos em Fe (Figuras 39 a 41)'
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Figura 39: Ev¡dencia a natureza suÞalcalina dos anfibolitos metabás¡cos (símbolos:a:PQA =
plagioclásio-quartzo-anf¡bolito,vPQAE = plagioclåsio-quartzoanfibolito com ep¡dotq¡ PQAG =
plagioclásio-quartzo-anf¡bolito com granada)'
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Figura 40: separa os anf¡bolitos metabás¡cos princ¡palmente no campo dos toleítos (símbolos
ver Figura 39).
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Figura 41: lnd¡ca que os anfibol¡tos metabásicos sáo formados predominantemente a part¡f
de toleitos ricos em Fe a ricos em Mg (símbolos ver F¡gura 39)'
' Elementos Menores e Ïraços
Emtermosdeelementostraços,osanfibol¡tosmetabásicosapresentamteofes
variáveis de Th, Nb, Zr, Sr, Rb' Cr, Ni, Y, Ce' Nd, entre outros'
Processosdesnriquecimentooudepauperizaçãodosprotólitosdomantopodem
ser refletidos pelo conteúdo destes elementos' por exemplo de Nb' elemento traço
consideradoimóveleumsensÍvelindicadordoambienteteclonomagmáticodebasaltos(Pearce&Cann,1973)'ArazãoNblléusadaporestesautorescomoínd¡cedealcalinidade
de basaltos, com o valor aproximado de 0.67 subdiv¡dindo suítes de magmas suÞalcalinos
(<0.67)dealcälinos(>0.67).Ama¡ofpaftedasamostrasestudadasfomecemrazöesNbfY<
0.67 , reforçando a natureza sub-alcalina para as mesmas'
winchesler&Floyd(1977)utilizaramconcentraçõesdoselementosmenorese
traçosT¡,Y,Zr,Nb,Ce,GaeSr,inertesduranteprocessosdealteraçåosecundáriaparadiscriminaçåogeoquímicadediferentessériesdemagmaeseusprodutosdediferenciaçåo.Entre estas, utilizaram a razâo ZrßiO2 æmo indicativa do grau de diferenciaçåo de um
magma. Aumentos desta razåo refletem a diferenciat'o progress¡va de um magma básico
osdiversossubgruposdeanfibolitosmetabásicosmostrambaixasrazóesZrllio2'oquevemconfirmar sua natureza sub-alcalina pouco evoluída (Figura 42)'
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Figwa42..osanfibol¡tosmetabåsicosmostrambaixasrazóesZrlfio2,confirmandosuanatureza sub-alcalina (símbolos ver Figura 39)'
' Ambiente Geotectônico
Dados analíticos dos elementos Ti' Zr' Y' Nb e Sr' bem como de Ti e Cr' foram
usadosporPearce&Cann(1973)ePearce(1975)paraæraclenzardiferentesambientestectôn¡cos de rochas básicas. No diagrama TfZr, que segundo pearce & cann (op c¡t.) pode
serusadocomrestriçõesinclusivepararochasalteradas,enodiagramaTi-Cr(Pearce'opc¡t.) as amostras desse trabalho f¡guram nos campos OFB e LKT' mostrando a ambiguidade
existente entre basaltos de fundo oceânico anorogénicos e de arcos vulcânicos orogènicos
(Figuras 43 e 44).
O elemento V é um sensível indicador das condiçoes de fugacidade de oxigênio
(fo2)dufanteosprocessosdefusáopafciale/oucristal¡zaçáofracionada.EmbaixafO2dom¡naV+3eoscoeficientesdeparti$ocristal/líquidoVsão>l.Emaltafo2,dominaV*5eos coeficientes de partição såo <<1' A diminuição do V com relaçåo ao Ti é uma medida
desta variåÉo e, desse modo, da fo2' do magma e sua fonte (Shervais' 1982)' Com base
nisto, Shervais (1982) construiu o diagrama TÈV' de elementos compatíveis e considerados
relativamente imóveis ¡nclusive em processo de metamorfismo, para discriminar entre
possíveis amb¡entes tectÕnicos de rochas ofiolíticas. util¡zando este d¡agrama' percebe-se
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Figura43:Osanfibol¡tosmetabásicosfiguramnoscamposLKT-detoleítosdebaixopotássio
eoFB-debasaltosdefundooceånico'mostrandoaambiguidadeexistenteentfeasrochasde fundo oceånico anorogênicas e de arco vulcånico orogênicas (símbolos ver Figura 39)'
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Figura44:separaosanfibolitosmetabás|cosemsuamaiorianocampooFB-debasaltosde
f undo oceånico (símbolos ver Figura 39)
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que os anfibolitos metabás¡cos da regiåo estudada apresentam r¿rzóes Ti^y' entre 20 e 50'
que os caracterizam como sendo formados a Part¡r de basaltos de fundo oceânico
anorogènicos,maisprovavelmente,emambientedebaciaderetro-arco(Figura45).lslovemconfirmar os resultados obtidos no d¡agrama de Pearce (1975)'
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0 '1ú 15Ti / 1000 (ÞF'r.i
Figura45:AnfibolitosmetabásicosapresentamrazõesTily'entre20e50'oqueindicaumaorigemapart¡rdebasaltosdefundooceånico,sendoparticularmentetípicaspararochasgeradas em ambiente de bacia de retro-arco'
' "Spidergrams"Asamostrasdeanfibolitosmetabásicosforamrepresentadasem',spidergrams'.
norma¡seexpandidos,normalizadosemvaloresdemantoprimitivo.PR|Medebasaltosde
dorsais meso-oceân¡cas - MORB, segundo Clarke (1990; 1992) (Figuras 46 e 47')-
Todos os anfibolitos metabás¡cos considerados apresentam espectros de
elementosincompative¡secompatíve¡sbastantes¡milares,sendocafacterizadosporenriquec¡mentos variáveis dos elementos incompatíveis e por padróes "planos" dos
elementosmaiscompatíveis.Estesapresentamenriquecimentosmoderados(emtomodel0
vezesemrelaçåoaopadrãoPRIM)ouafaltadeenriquecimentos(emrelaçåoaopadråoMORB), e ainda, anomalias negativas de Sr' Ni e Cr' As anomalias negativas de Ni e Cr
ind¡camtipicamenteproc€ssosdefracionamentodeoliv|naeespinélios/cromitasdurantea
ascensåonomantodosmagmas.AsanomaliasnegativasdeSrsáobastantesignificativaspara o fracionamento de plagioclásio sob baixa ou moderada pressão' o que pode ocorrer em
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F¡gura 46: 'Spidergrams" expandidos dos anf¡bolitos metabásicos, normalizados em valores
do manto primitivo - PRIM (laylor & McLennan, 1985) (símbolos ver Figura 39)'
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Figura 47: ',spidergrams" dos anfìbolitos metabásicos normalizados em valores de baseltos
de cadeias meso-oceånicas - MORB (símbolos ver Figura 39).
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Âcap 4 ôhc--Jô Àne-21 ¡r-'l? Âc-01I çß-fq Âç 39d
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![Page 100: cEoLocrA DA REcrAo E AspEcros cENÉncos](https://reader038.vdocuments.net/reader038/viewer/2022102512/5872172c1a28abf7458be80b/html5/thumbnails/100.jpg)
cåmaras magmát¡cas ¡ntermed¡árias,, infra-crustais a cruslais. Em tais cámaras magmáticas
ou ainda, em geral, durante a asc:,ensåo crustal dos magmas basálticos em ambiente de
greenstone berls arqueanos, ensiálicos, poderiam ocorer as interaçöes dos magmas
mantél¡cos com material siálico, como apafentemente indicâdo pelos elementos
¡ncompatíve¡s. Entretanto, não devem e não podem ser excluídos processos aloquímicos,
pre-metamóffcos, que conhec¡damente são atuantes em rochas vulcånicas de fundo
oceånico e podem exercer influências similares sobre os elemenlos incompatíveis
Evidênc¡as petrográficas e metalogenét¡cas de ta¡s altefaçöes foram encontradas tento na
forma de anfibolitos ricos em eP¡doto como de cummingtonita-gfanada-cord¡erita-
gna¡sses/x¡stos,eainda,naformadeanfibolitosmíneral¡zadosemscheelita'
ú1. ', ' ' ' -srRtu5¡InLrbtrLrL'5r
Figura 4g: Anf¡bolitos metabásicos com alofana representados em "spidergrams"' utilizando
como valores de normalizaçäo a composiçáo da amostra G-1'
Os anfibolitos metabásicos com alofana foram analisados quanto a influência do
¡ntemperismo seletivo dos plagioclásios (schorscher, 1977) sobfe as demais variåveis
geoquímicas. Para tanto, foram elaborados diagramas multielementares destas rochas
utilizando c¡mo valores de normalizaçåo a composiçáo da amostra G-1 escolhida por
analogias geoquímicas quanto as demais variáveis (Figura 48). Os resultados indicam o
€nriquecimento sistemático de todos os etementos com tendência a concentraçåo
intempérica res¡dual (Ii, Al, Fe, Mn, P, Zr) e remoÉo forte dos álcalis (Na, K, Rb) e do sr' As
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variações dos de¡nais elementos, såo menos regulares e mesmo quando regulareS' cOmO
nos casos de Cr e Ni, podem ser efeilos de variações composicionais primárias das rochas
nåo relac¡onadas à formaçåo da alofana.
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IO . ASPECTOS CRISTALOQUÍMICOS.MINERALÓGrcOS DAS ESMERALÐAS DAS
JAZIÞAS DE CAPOEIRANA E BELMONT
10.1 - TNTRODUçÃO
Apalavraesmeraldaprovémdogrego"smaragdos'quesignifica'gema-verde".
Conforme def¡ne Webster (1983), a esmeralda é a variedade verde-grama do berilo'
Be3Al2Si6O16, cuja ¡ntensidade de cor está diretamente ligada å presença dos elementos
cr,Fe e V substituindo o Al na estfulura cfistal¡na, destacando-se o elemento cr como o
principal agente corante (cromóforo) da esmeralda
A estrutura cristal¡na do befilo, Be3Al2si5o1s, qu€ no åmbito da classe dos
silicatos pertence a subclasse dos c¡closs¡l¡catos, foi determ¡nada por Bragg & West (192ô) e
consiste de anéis de tetraedros sio4 e Beo4 conectados com oc{aedros A106 na razåo
Al:o:si: = 6:3:1. Portanto, estes anéis de composit'o s5o1s såo unidos lateral e
verticalmente a anéis adjacentes Pelo Be em coordenaçåo tetraédrica e pelo Al em
coordenat'o octaédrica (F¡gura 49). Assim, cada átomo de alumínio é circundado e ligado a
seis átomos de oxigênio, enquanto que cada átomo de berílio é circundado e ligado a quatro
átomos de ox¡gên¡o. o elevado número e a uniformidade destas l¡gaçôes proporcionam à
estrutura do berilo uma grande coesão, contribuindo para sua dureza de 7.5 na escãla de
Mohs, bem como para a sua alta resistência ao ataque químico'
Uma outra característica estrutural de grande signiñcado nas propriedades físicas
e químicas do berilo, assim como nas formas usualmente assumidas pelos cfista¡s, é que os
anéis de tetraedros SiO4 estão "empilhados' formando uma série de canais estruturais,
hexagona¡s, abeftos, paralelos ao eixo c do retículo cristalino (Figura 50). segundo wood &
Nassau (1968), em funçåo dos raios iôn¡crs crabela 4), os íons alcalinos, com exceçåo do
Li+, ocupariam espaços, na forma apfisionada, nestes cenais estruturais'
Para os autores, isto é possível Pela perda de cårgas pos¡tivas pfoduz¡d8 ou pela
substituiÉo parcial do Al+3 por Fe'2, elou pela omissão, também parcial, do íon Be*2, na
estrutura "sólida" do retículo cristalino.
10.2. PROPRIEDADES FÍSICAS DA ESMERALDA
O conhecimento das característ¡cas físicas da esmeralda, especialmente cor,
inclusóes fluidas e cristalinas, peso específico, índice de refração, binefringênc¡a e
pleocroísmo'permiteestabelecer,comrelativograudesegurança,ajazidadeprocedência
dapedra,umavezqueestascaracteristicasvariamdejazidaparajazida'Variaçöesnas
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Fígura49:Aestrutufacristal¡nadoberiloprojetadanoplanonormalaoeixoc(0001)'Cadaanel de tetraedros compartilhados representa um ion cícJico sborer2- e os vértices dos
tetraedrosrepresentamoscentlosdosíonso¿..oscírculospretoscheiosfepresentamoscentrosdosíonsBeZ.eoscírculosabeftososcentrosdosíonsAl3+(extraídadeSchalleretal., 1962).
FiguraSo:osanéisSi6olgestáo"empilhados"formandoumasériedecanalículosestruturaisparalelos ao eixo c A f¡gura, extraída de Schaller et al'' (1962)' representa um destes
canalículos projetado no plano (0001)'
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= 0.35Al*3 = 0.51Si*4 = 0.42
Tabela 4: íons importantes na estrutura do berilo. Raios iðnicos em (A) (extraído de
S¡nkankas, 1981).
propriedades físicas eståo normalmente associadas às variações nas composìçöes químicas
do berilo.
De acordo com Cemy (1975) e Coneia Neves et al' ('1984)' variaçóes na
composiçáoquímicadoberiloestáointimamentecorrelacionadascomascafacterísticasgeoquímicas e paragenéticas dos sistemas geológicos em que este mineral se formou'
coR Verde azulado claro a médio
lNoae oe REFRAçÃoRaio ExtraordinárioRa¡o Ord¡nárioBinefringência
1.576-1.5781.582-1.5840.006
PESO ESPECfFICO 2.7',1
REAçÃo A RADIAçÃo uLrr4YloLEIl lnerte a ondas longas e curtas
cnnacrenísrlcAs DE ABSORçÃo Linhas fracas a moderadas em 682,661,641e 639 nmLinhas muito fracas naspedras ma¡s
escuras em 484nmAbsorçao geral de 430nm Para baixoem todas as Pedras
PLEOCROÍSMO Fraco: verde lige¡ramente amarelado aazulado.
REAçÃo A FILTRO DE COR Nenhuma
CARACTERISTICAS INTERNAS lnclusöes bifásicas e trifásicas, tuþosfinos, aciculares, de crescimento,flocos de b¡otita e crista¡spossivelmente de calcita e dolomita'
Tabela5:Prìncipaispropr¡edadesfísicasdasesmeraldasdeCapoeirana'segundoEpstein(1989).
Na+ = 0.94K* = 1.33Rb'= 1.48Cs+ = 1.67
Fe+? = O.74Fe*3 = 0.64Cf3 = 0.63V*5 = 0.59y+l = e.63V+3 = 0.74V'2 = 0.95
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E3
As principais proprierlirdes físicas da esmeralda de capoeirana foram
determinadas por Epste¡n (1989) e eståo sintetizadas na Tabela 5'
10.3. PROPRIEDADES ÓTICAS DA ESMERALDA
O eixo principal de simetria do berilo coincide com o e¡xo ótico, tendo ainda x=c,
daí este mineral é ot¡câmenle un¡ax¡al (negativo). Alguns crista¡s, no entanto, ex¡bem caráter
biaxial. \Mik (1887; In: Sinkankas 1981) sugeriu que o berilo seria hexagonal somente em
altas temperaturas e ortonômbico em baixas temperaturas' oom consequente
desenvolv¡mento da biaxialidade ¡nerente aos cristais oftofômbicos. Para Foord & Mills
(197g) as propriedades ót¡cas anômalas em vários minerais, ¡nclus¡ve berilo, são causadas
por tensóes induzidas por substituiçôes químic¿s e/ou por defeitos que ocofrem durante o
cresc¡mento do cristal, pelo anefec¡mento e alívio, ou, em geral, por modificações de pressåo
ou deformaçåo mecånica. Goldman et al. (1978) observaram ainda que os valores do ångulo
2V em um cristal de berilo fracamente biaxial, variam de 12.60 na borda a 6'40 no centro'
enquanto que os teores de Fe2+ dos canais diminuem em direção as bordas, sugerindo uma
conelação inversa do ângulo 2V com a variável cristalo-química'
10.4. PARÂMETROS DE CEI.A UNITÁRIA
'10.4.'l - Fundamentos
A cela unitária do berilo foi determinada por Bragg & west (1926) que
encontraram valores de a = 9.21 t O.O1A e c = 9.17 * 0.014. Para estes autores, a cela
unitária do berilo conesponde a duas vezes a sua fórmula estrutural. Ass¡m' os átomos na
cela unitária do berilo totalizaråo seis beríl¡os, quatro alumín¡os, doze s¡lícios e trinta e seis
oxigênios. As dimensöes co e ao (Figura 5'l) variam de acordo com mudanças na
composiçåo química do mineral. Bakak¡n et al. (1967) concluiram que em berilos nos quais
nåo houve modificaçåo das posiçoes do Al, mas o Be foi parcial ou totalmente substituido
peloLi'oconeuaumentodoparâmetroGeaumentosimultåneo'masemmenorescala,doparåmetro a. Por outro lado, em berilos com teor de Be constante mas em que o Al foi
substituído pelo L¡, a d¡mensâo c aumenta ligeiramente enquanto que o Pafåmetfo å aumenta
em maior ordem. segundo Radcliffe & campbell (1966), substituições estruturais por íons
maiores do que o Al*3 e Be*2 resultam em expansão da cela na direçåo do eixo c, ao passo
que os íons de grande ra¡o iônico, quando apris¡onados nos canais estruturais' após
![Page 106: cEoLocrA DA REcrAo E AspEcros cENÉncos](https://reader038.vdocuments.net/reader038/viewer/2022102512/5872172c1a28abf7458be80b/html5/thumbnails/106.jpg)
E¡l
atingirem 2 ' Vo em concentraçåo molar, causam uma expansão na d¡reçåo do eixo ¡. É
¡nteressante comparar os trabalhos de sosedko (1957) e schaller et al'(1962) sobre berilos
ricos em Cs, uma vez que Schaller descreve uma expansão na direÉo de a enquanto
Sosedko descreve um aumento no paråmetro c neste tipo de berilo'
Figura 51: Cela unitária do berilo (l¡nhas escuras). Efraído de sinkankas (1981).
o estudo da variaçåo dos paråmetros de cela un¡tária constitui-se, desse modo,
em um ¡mportante gu¡a para o conhecimento da posiçåo dos elementos e das substitu¡çöes
quím¡cas possíve¡s na estrutura cristal¡na.. lnformaçóes adicionais sobre indiciação e determinação dos parámetros de cela
unitária, a part¡r de diagramas de pó, podem ser encontradas, por exemplo, nos trabalhos de
weisz et al. (1948), Andrews (1951), Wolff (1957), Bond (1960), Herbstein (1963)' Zussman
(1967), Formoso (1980), entre outros.
10.4.2 - Estudos Realizados
Nos estudos efetuados neste trabalho foram determinados os valores de ao e co,
através do método do pó, para esmeraldas de diferentes associaçóes, de xistos, vêios de
quartzo e ve¡os pegmatóides, da jazida de capoeirana, diferenciando em alguns casos,
centros e bordas de crista¡s (Tabela 6 e Anexo 4)' Em comparaçåao com os valores de ao e
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E5
co obt¡dos por Bragg & west ('1926) para um berilo Puro, os dados deste lrabalho
c.aracterizam uma expansåo da cela das esmeraldas de xistos e ve¡os de quartzo de
Capoeirana na direçåo de a (em maior ordem) e na direção de c (em menor ordem). lsto
sugere ou a subst¡tuiÉo do Al pelo Li em pos¡ção de coordena$o octaédrica, permanecendo
o Be em sua posiçåo de coordenaçåo tetraédrica (Bakakin et al., 1967)' ou a¡nda, a presença
de íons de grande ra¡o iônico nos canalículos estrutura¡s (Radcliffe & Campbell, 1966). A
substituiçåo do Al pelo Li em posiçáo octaédrica indicaria ainda a presença de álcalis nos
berilos (Sinkankas, 1981). As esmeraldas de veios pegmató¡des (Iabela 6) náo mostraram
diferenças significativas nos seus valores de ao e co em relação aos valores de Bragg &
West (op cit.).
Tob€l8 6: P6râmotros d€ cels un¡tár¡8 de esmsroldas da ,82¡ds do Capoekana (åmo$ras NEI' 9m comf)ar8ção com
dados d€ litsratura d€ bêr¡lo puro {Brôgg ù West, 19261 o cofi Yalorês médios de ¿o o co das osmÊrsldôs d€ B€lmont
lsou¡s, 1988). Sfmbolos: (C) csntro e (B) bord6,
As esmeralda das quais foram analisadas separadamente cÆntros e bordas de
cristais individuais, ev¡denc¡aram a existência de variaçôes nos parâmetros de ao e co
Cfabela 6), caracterizando um "zoneamento estrutural". Este zoneamento poderia advir, de
acordo com os dados de literatura fundamental considerada, de mudanças químicas e/ou
físicas no amb¡ente de formação das esmeraldas durante seu cresc¡mento. Entretanto, as
variações de ao e co entre os centros e as bordas dos cfistais analisados não sáo
s¡stemáticas, havendo expansåo da cela num caso e contraÉo no outro crabela 6).
Amostras Associoçáo to âfto co efio vol¡Jm€ otf0
NE-36A{14 lclNE-36A-018 {BlNE.369{1A (ctNE.36B-O1B {B)NE-31{6b€r¡lo puroB€lmoñt
vgio quartzovg¡o quartzo
r¡stoxisto
veio pggmatóid6
9,23359,23159,22629,23399,21509,219,226
o,oo53o,oo5l0,00430,o044
9,18829,17989,17819,18289.r8669.179,204
0,00930,00740,0078o,oo8'lo,o117
678.417677.495676.595678.071675.578
0.8534o,7703o,70620,7345'r,2995
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10.5 - SUBSTITUIçÖES NA ESTRUTURA CRISTALINA DA ESMER'ALDA
O berilo puro é praticamente desconhec¡do na natureza Dados publicados por
Vauquel¡n(1798)¡nd¡camacomposiçåoidealdoberilocomosendo66'90/oSio2'19'0o/oAl2o3e14,17oBeo'Elemenlosecompostosestranhos,conhec¡doscomo¡mpurezas,podem
ocorrer sob a forma substitucional e como íons e moléculas aprisionados nos cana¡s
estruturais do berilo. Dentre os últ¡mos são, comumente, citados Cs*' Na'' K*' Rb*' CaZ*'
OH-, HzO, CO2, Fe2* e Fe3*.
SegundoBakakin&Belov(1962),aestruturadoberilopodeterumadeficiênc¡a
decargapos¡tivaresultantedesoluçõessól¡dasouom¡ssõesduranteocrescimenlo.Essas
deficiências säo compensadas pela ¡ntroduçåo de cátions de valência e tamanho adequados
oucomb¡naçõesdecátionsemoléculasdeáguanascav¡dadesdoscanaisestrutufais.Dados da literatura revelam que os meta¡s alcalinos e alcal¡nos tenosos såo muito comuns no
berilo, onde ocorrem com teores abaixo de 1'5o/o de peso' exceto o Na e Cs que podem
ultrapassar4%(fabelaT).Estudandoálcalisnoberilo,Penfield(1884)notouqueoNaestavapresenteemtodasasseteamostfasporeleanalisadas,Liemcinco,Csemduas,CaemumaeMgemuma'ArelaçãoquetemsidoobservadaéumadiminuiçãodeBecomaumento no teor de álcalis. Beus (1966) relaciona as diversas variedades de cor do berilo
com variaçöes nos teores em álcalis sendo a esmeralda incluída no grupo de berilos pobres
em álcalis.
osódioéaimpurezamaiscomumsendoencontradoemquasetodososberilospegmatíticos; contudo, em termos de quantidade total em uma dada amostra pode ser
superadopelocésioOíonNa*éencontrado,principalmente'noscanaisestrutureisondeforma',íonformal''comaágua.ValoresdeNa2ode1.14a1.680/odepesoforamenc¡ntradospor Herrmann (1991) para as esmeraldas de Capoeirana'
oíonCs*ocupaoespaçonoscanaisestruturaisdoberilo,sendo,geralmente,acompanhadopelaágua'DeacordocomBakakin&Belov(1962),oteormáximodecséde0.5 átomo por unidade de fórmula, sendo o espaço entre o cátion e o próximo grupo H-O-H
possivelmente ocupado por átomos de He neutros' A presença de ågua nos
berilos/esmeraldas será tratada separadamente
Todos os berilos que contêm Cs também contêm Li, mas a presença de Li nåo requer a
presença de Cs (Sinkankas,1981). Nos berilos com álcalis, o Li* subst¡tu¡ o Be2* nas
posiçöes tetraédrìcas e Al3* nas posiçóes octaédricas, sendo que alguns átomos de Al*3
tambémsubst¡tuemoBenasposiçõestetraédricas.Destamaneira,pode-seconsideraro
berilo como uma série isomórfica entre Be3Al2si6o1s e (Na,Cs)(Be,Li,Al)3(Al'LD2.Si6o18'
Entretanto,elementosfenomagnesianosnåosatisfazemnenhumacombinaçãodeberilosmodelos e berilos com Li. Daí, um terce¡ro modelo foi representado pela fórmula do berilo
![Page 109: cEoLocrA DA REcrAo E AspEcros cENÉncos](https://reader038.vdocuments.net/reader038/viewer/2022102512/5872172c1a28abf7458be80b/html5/thumbnails/109.jpg)
< 4.13o/o
<4.22Vo
<3.980/o
< O.O2o/o
< I .39o/o
< .37Vo
t¡-1'l.3Vo
< 1-2Vo
< 1Vo
< 1Vo
< 1.509o
< 0.50%
0.1$0.21olo
0.01-0.06%
< 4.13Vø
< 2.7 4o/o
< 1.4Oo/o
< 1.35Vo
< I .23o/o
< 0.80%
< o.27
Cs (Cs2O3)
Na (Na2O)
Ca (CaO)
Rb (Rb2o)
Li (Li2o)
Mg (Mgo)
K (K2O)
Ba (BaO)
Sr(SrO)
Schaller
et a|.1962)
6.6890
1.16%
o.11%
O.23Yo
o.',uo"
Tabela 7: Variação do conteúdo de metais alcalinos e alcalinos tenosos nos berilos (em o/o de
peso dos óxidos).
FEMAG, ou seja, (Na,K,Cs).8e3.(¡3+¡2+).Si6O16, onde R3+ represenla Al' Fe3+,
cr, V, sc e R2* represenla Fe2+, Mn, Mg (Scaller et al., 1962). Fórmulas estruturais do berilo
e os d¡ferentes modos de derivação das mesmas såo discut¡dos, com maiores detalhes, por
Bakakin & Belov (1962). Aurisicchio et al. (1988) sugere uma lacuna composic¡onal entre as
substituiçóes "tettaédricas'e "octaédricas", sendo a composição quím¡ca total das rochas e a
composiçåo da fase fluida os fatores que @ntrolam estas substituiçöes
Schwaz (1992) estudando, através de diagramas de conelaçåo (41203 x Mgo'
A1203 x Na2O, A1203 x FeO', Na20 x Feo', Feo'x Mgo), as compos¡ções médias de esmeraldas
do Brasil (inclu¡ndo dados de esmeraldas de Capoeirana), Austrália, Noruega e África,
demonstrou que as tendências de distribuiçåo dos dados analíticos sugerem as segu¡ntes
reaçóes de substituiçåo:
(1) At*3'vl
(2) Al*3'vl
(3) Al*3,v1
(4) Al+3'vl
(5) Al*s,vt
Mg+2'vl
Me+2,Vt + ¡"+11canal)
Fe+3,V1
Fe+2,Vt + Me*1(canal)
Mg+Z,Vt * Na*1(canal)
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os dados de schwar: (1992) fevelam que as esmeraldas de capoeirana em
comparaçåo com esmefaldas de outras oconèncias do Brasil e do mundo, mostram teores
médios em o/o de peso de: 41203 =1l5,20/o, MgO = 1'8olo, Na2o = 1,0ol0, Fe06, = 9'6o70'
Entre os elementos de transiçåo presentes no berilo foram ident¡f¡cados Fe' Ti'
Mn, Cr, V, Sc, Co, Ni e Cu (Sinkankas, 1981).
o crômio é considerado o elemento principal responsável pela cor verde da
esmeralda. No entanto, âpenas poucas análises mostram a presença deste elemento'
segundo sinkankas (198'l) as análises de esmeralda em que o cfôm¡o nåo foi detectado
refletem mais as dif¡culdades analíticas do que a ausência deste elemento. Os íons de CÉ*
substituem íons de Al3* na pos¡ção octaédrica, oconendo aprecìável d¡storÉo dos octaedros
(Gibbs, resultados não publicados, ln: wood & Nassau, 1968). O cfôm¡o na esmeralda varia
em média, segundo Rogers & sperisen (1942), entre o.12 a O.25o/o de cr2o3. schwae (',|987)
encontrou valores entre 0.15 e 0.68% de cr2o3 nas esmeraldas de socotó, de 0 a 0.740lo nas
esmeraldas de camaíba, de 0.10 a 0.23?o nas esmeraldas de Tauá, de 0 a 170 em Belmont e
de o..lo a 1.540/o em santa Terez¡nha de Goiás. Para capoeirana foram reporlados valores
de 0.OB a 0.39% de peso por Henmann (1990)
Beus (1966) sugeriu que algumas esmeraldas são coloridas pelo vanádio, ao
invés de, ou em combinação com o crômio. No entanto, a hipótese de que a presença de
vanádio é responsável pela cor verde da esmeralda é ¡ncons¡stente com o fato de que berilos
s¡ntét¡cos cfesc¡dos à part¡r de vanadato de lÍt¡o ou de V2O5 sáo incolores (Linares et
a1.,1962). Wood & Nassau (1968) acreditam que isto está relac¡onado com a valência do
vanádio. Para estes últ¡mos autores, a cor verde da esmeralda se deve ao V3* subst¡tuindo
Al3* na posiÉo octaédrica. Alguns dados analÍticos de literatura apresentados na Tabela 8,
mostram a variaçåo do conteúdo de vanádio em esmeraldas. Para as esmeraldas de
capoeirana, Henmann (1991) encontrou valores de v2o3 variando de nulo a 0 05% de peso.
o feno tem s¡do considerado outro possível cromóforo da esmeralda. Alguns
autores relacionam O aumento do teor desse elemento com a lonalidade azul Observada em
alguns exemplares. Resultados analíticos publicådos por diferentes autores, mostrando a
variação do conteúdo de FeZ* e Fe3+, encontram-se na Tabela 8. Estudos espectrais no
infra-vermelho de berilos sem crômio fe¡tos por Goldman et al. (1978) indicam que a c¡r verde
é causada pela presença de Fe2t tanto na posição de coordenaçåo octaédrica em
substituiçáo do Al (bandas de absorção de 820 nm e 92onm, //c), como nos canais
estruturais (bandas de absorçåo de 820 nm perpend¡cular c e de 2100 nm //c) Neste caso, a
valência do feno foi identificada pof espectroscopia Mössbauer. os autores notaram a¡nda
num corte a-c de um cristal de ber¡lo, variaçóes na concentra ção do F ¿2' nos canais
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lmpurezas
no berilo
Beus
(1966)
Doelter
t1917)
Feklichev Deer et al.
ll962lpsz+ (FeO)
Fe3*(Fe2O3)
v (Vzos)
T¡ (TiOz) !<0.05o/o
Mn (MnO)
< 0.50%
< '|,.720/o
0.09%
< 0.199o
tr-3. 1 3olo
tr-4.98%
< 1 .2o/o
< 2.83o/o
tr-o.9%
l¡4.7SVo
< 1.5OVo
< 0.96Yo
Tabela 8: Variação dos elementos de tfans¡çåo no beÍilo, em % de peso dos óxidos (extraído
de Sinkankas, (1981).
estruturais, com teores ma¡s elevados, a¡nda que variáve¡s, Próx¡mo ao centro e diminuindo
em direção ås margens, enquanto que a proPorção da água Tipo I permanece
aprox¡madamente constante através do cristal. Valores de FeO de 0.46 a O.73o/o de peso
foram reportados por Hermann (1991).
Manganês, titånio, escåndio, c¡balto, níquel e cobre são raros nos berilos,
ocorendo como elementos traços em teores sempre abaixo de 170 de peso dos respectivos
óxidos. Outros elementos menores e lraços encontÍados em berilos, segundo Sinkankas
(1981), sáo: B (82O3=Q,!970), Cl (ClO3=0,02%), Ga=0,00449o, Nb (Nb2o5=',\'75o/o)' P (PzOs .0,05) e Ta (1a2ou=9,72o¡o¡. Qualitativamente, foram a¡nda detem¡nados por espectroscopia
ótica de em¡ssåo: Ag, As, Au, Bi, Cd, Ce, Dy, Er, Eu, Gd, Ge, Hf' Hg' Ho' ln, lr' La' Lu, Nd,
Os, Pb, Pd, Pr, Pt, Re, Rh, Ru, Sb, Sn, S, Tb, Th, Tl, Tm, U, W' Y' Yb e Zn, bem como traços
dos gases nobres, He e Ar (Sinkankas, 1981). Para Beus (1966) o He acumula nos berilos
naturais com a ¡dade geológ¡ca, onde o He é radiogên¡co, possivelmente formado pela
reaçáo nuclear: Beg + radiaçåo gama + neutrons -+ BeB -+ Hea. O conteúdo de He varia de
O.o2 a 17.2o mm3/g de berilo (Sinkankas, 1981).
10.6 - A ÁCUn e o co2 Nos cANAls ESTRUTURAIS DA ESMERALDA
10.6.1 - Fundamentos
Para Bakak¡n & Belov (1962), o conteúdo de água no berilo depende da
composiçåo e quantidade de impurezas neste m¡neral, e varia de 0.3 a 2.7olo- Berilos
pegmatít¡cos apresentam um conteúdo de água variando de 0.3 a 0.6 moléculas por se¡s
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áton¡os de Si (Vorma et al., 1965; Cemy & Simpson, 1977; ln: Aurisicchio et al., 1988)'
Teor,es mais elevados de água podem ser encontrados em berilos de xistos e veios
(Aurisicchio et al., 1988). Entre as análises da literatura os berilos das montanhas Alta¡ são os
ma¡s ricos em água, contendo até 0.9 moléculas de H20 por 6 átomos de Si (Bakakin et al.,
197O, ln: Aurisicchio et al., 1988).
A água nos cristais de berilo, geralmente, estå presente em numerosas inclusões,
de diferentes t¡pos e tamanhos, podendo ser vista macroscop¡camente, no c¿so de inclusóes
fluidas maiores. Por outro lad6, a água que ocor1e nos câna¡s estruturais é, mesmo
microscopicamente, ¡nv¡s¡velmente aprisionada. Sua Presenç4, entretanto, é facilmente
detectada em experiências de altas têmperaturas.
Ginzburg (1955) aqueceu berilos e notou que a água fo¡ vagarosamente expelida
ent¡e 8OO e 90OoC e sua remoção nåo afetou a estrutura do berilo'
Bakakin & Belov (1962) ¡dentif¡caram dois tipos de água no berilo: o pfime¡ro t¡po
é a água que é desprendida em baixas temperaturas (350€0ooc) e o segundo t¡po, o qual
denominaram "zeolítica", é liberada em temperaturas elevadas (> 900oc), sem efe¡tos
estruturais. Para estes autores, as moléculas de água nos canais estruturais do berilo
residem no centro das partes estre¡tas desles canais, representadas pelos anéis (S|,AD6O18'
com d¡âmetro de 2.55 a 2.60 A (Figura 52).
Para Wood & Nassau (1968), no entanto, é difícil aceitar a Proposta de que as
moléculas de água estariam "dentro" dos anéis (5¡,Al)60rs por causa do tamanho destes
moléculas com d¡mensões > 2.8 ,À em um plano e variando de 3.2 a 3.7 A em outro plano,
enquanto os espaços disponíveis nos anéis apresentam em tomo de 2.8 A de diåmetro
Wood & Nassau (op c¡t.) obtiveram l¡nhas de absorção no ¡nfra-vermelho de dois tipos de
água e co2 todos localizados "entre" os anéis (si,AD6O18 nas partes mais largas dos canais
do berilo. A água Tipo lestá localizada no canal com orientaçåo dos eixos H-H dos dipolos
paralela ao eixo c do cristal - em coordenaçåo estrutural, enquanto que a água Tipo ll com
íons alcalinos próx¡mos - em coordenação eletrolítica, tem suas moléculas rotacionadas de
90o pelo campo elétrico dos íons alcal¡nos resultando em eixos H-H perpendiculares ao eixo c
do cristal (Figura 53). A alta estabilidade da água no berilo, mesmo em elevadas
temperaturas, orig¡na-se, segundo Wood & Nassau (1968), do bloqueio dos canais estruturais
por estes íons alcal¡nos. A intensidade do espectro de água tipo lvaria de cristal para cristal.
A água do T¡po I pode estaf presente em todos os berilos naturais e pode também ser
observada em esmeraldas sintéticas Tipo L¡nde crescidas h¡drotermalmente sem a presença
de álcalis (Wood & Nassau, 1976). Berilos s¡ntét¡cos de fluxo (síntese de fusåo) não contêm
água. A intens¡dade do espectro de água Tipo ll aumenta com o teor de álcalis nos berilos
naturais e nåo aparece nos berilos sintéticos Linde ou de fluxo (Wood & Nassau, op c¡t ).
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Figura 52: D¡spos¡çáo característica das moléculas de água e dos íons alcalinos nos
canalículos estrutura¡s do berilo, segundo Bakakin & Belov (1962)
-l ,.,r l*-nfvel de átomos de Si nos anéis Si6Olg
. nlvel de átomos de Be e Al
posição da água TiPo I
posição da água TiPo ll
fon alcalino
z.¿i
Figura53:Seçãotransversaldoscanalículosestrutura|sdoberilomostrandodo¡stiposdeáguaeapos¡çåodosionsalcal¡noslocalizadosnaspaftesmaislargascanais,segundowood & Nassau (19ô8).
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Para outros autores, entre eles Hawtho'me & Cemy' (1977)' Hochella et sl (1979)'
Aines&Rossman(1984),entreoutros,oscát¡onsdoscanaisestruturaisencontram-se'entretanto, no centro dos anéis (si,AD6O18. segundo Aines & Rossman (op cit ) a água que
está estruturalmente l¡gada nos canais, ac¡ma de 4oooc começa a se d¡vidir tfanformendo-se
parcialmente em água nåo ligada, com característ¡câs de um gás O processo é reversível e
envolve água dos tipos le ll. Embora as moléculas de água Tipo Gás não sejam l¡gadas, elas
continuam confinadas aos mesmos espaços dos canais estruturais que elas ocupavam em
baixatemperatura(Figura54).Adesidrataçåoocorreriapelatransformasodasmoléculasdeágua Tipo ll eletrol¡t¡camente coordenadas (que seguram os cátions em suas posiçöes
centrais, bloqueando os canais), em moléculas de água Tipo Gás' sendo remov¡das de sua
posiçãodecoordenaçåoepermitindoqueoscátionssemovamparaaspartesmaislargas
doscana¡s,favorecendoaliberaçáodosoutrosconstitu¡ntesdoscanaisestruturais.ofendilhamento do berilo em remperaturas ac¡ma do ponto de desidrataçåo se deve å
formação de pressåo de gás nos canais estruturais (Aines & Rossman' 1984)'
MoléculasdeCo2tambémpodemestafpfesentesnoscana¡sestrutura¡sorientadascomseueixolongoparaleloaoeixoadoberilo(Figura54).Temperaturasmaioresque900oCsáorequeridas para seu desprend¡mênto' o que indica uma ligaçåo mais firme do CO2' em
comparação com a água (Aines & Rossman, 1984)' Estas moléculas apresentam dimensöes
deSAdecomprimentoe2,sAdelargura,posicionando-senosespaçosmaisamplos
T|PO
NAO LIGADA
cl2 = 4.59 ^
Figura54:Representaçãoesquemáticadasposiçõesdosdiversosconstituintesdasfasesfluidas nos canalículos estruturais do berilo' segundo Aines & Rossman (1984)'
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dos canais, "entre" os ané¡s (Si,Al)6Ote Ovood & Nassau, 19ô8). Estes autores sstimam'
ainda,queaquantidadedeCo2pfesentenoscanaisdeberilosnaturaiséde,nomínimo,0,1olo de Peso.
A Espectroscopia no infravermelho é um dos métodos mais utilizados para
determ¡naçåo da água e co2 estruturais. É também utilizada para outras aplicaçóes
mineralógicas'sendoumatécnicad¡agnóst¡câef¡cazpafadist¡nçáodeesmeraldasnatufaise
sintéticas (Stockton, 1987 e Leung et al'' 1986)'
osespectrosfundamentaisdeabsorçãodoberiloincluembandasreferentesàestrutura sólida, de tetraedros de SiO4 em 8,2 p e 1O'4 p' e de anéis silicát¡cos hexagonais
em 12,5 ¡r, e bandas das fases fluidas dos canais estruturais' de CO2 em 4'26 p e de água'
Nocasodaágua,asvibraçöesmolecularesfundamentaisproduzembandasde
absorçåo no intervalo entre 15OO e 1700 crnr, atribuídas a flexão das moléculas de água
(v2), e no ¡nteNalo entre 35OO e 38OO øn-1 atribuídas a est¡ramentos s¡métrico (v1) e
assimétrico (v3) das mesmas moléculas (Schmetzer, 1989: 1990)'
Aestruturacristalinadoberiloéconstituídadeátomosunidosporl¡gaçðesquím¡cas.CadagrupoatômicotemvibraçõesintrÍnsecascomnúmeroscaracterísticose
definidos de frequèncias. Ao vibrarem, os grupos atômicos da estrutura cristalina extraem, de
acordo com suas câracterísticas, energias específicas interagindo com o feixe de radiaçåo
infravermelha incidente, originando bandas de absorção em determinados comprimentos de
onda.oconjuntodeabsorçöesconst¡tuiumespec{fovibracionalqueécaracterísticodeumadada amostra.
As vibrações moleculares conespondem a duas categorias bás¡cas: de
esti¡amento e de flexão. As v¡braçoes de est¡ramento são caracterizadas por uma mudança
contínua na distância interatômicå ao longo do eixo de enlace entre os átomos. As vibraçóes
de flexåo são caracter¡zadas por uma mudança nos ångulos de enlace'
osespectrosdosdoist¡posdeáguaÍipoleTipoll)emberilos/esmeraldaspodemserfeconhec¡dosatravésdasdifefençasnasv¡bfaçõesmoleculares.Wood&Nassau
(1968) citam as seguintes vibraçóes/bandas de absorÉo:r para água de Tipo l: bandas de deformação (v2) em 1542 crn-1, de est¡ramento
simétrico (v1) em 3555 cm-1 e de estiramento assimétrico (v3) em 3694 cm¡
' Para a água T¡po ll: bandas de deformaçáo (v2) em 1628 cm-1' de estiramento
simétrico (v1) em 3592 cm-1, e de estiramento assimétrico (v3) em 3655 ønl'Segundo Schmetzer (1989, 1990), as esmeraldas naturais e sintéticas
hidrotermaispodemserclassificadasem5gruposdeacordocomsuasbandasdeabsorçåo
no intervalo entre 35OO e 3800 cm'1 (Tabela 9). Neste intervalo podem ocorer três bandas de
absorçåo(A,Bec)causadasporvibraçõesdeestifamentodemoléculasdeáguaegruposoH-.AbandaAéoriginacrapelaáguaTipolnåoligadaaálcalis'enquantoqueasbandasB
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g4
€ c såo originadits de água Tipo ll ligacta a álcalis. De acofdo com modelos estruturais
recentes, a banda B é maìs provavelmente causada por álcalis
Grupo Bandas d€ AbsorçågA = 3ô94 cûl'lB . 3592 c.n{C = 3855 crn¡
Proprisdades Ouímicås E¡emplos
0 ngnhuma bandadg åbsorçlo
osrÍoraldas sintåtic¿s d€ lluro Chatham. G¡lson, Lenn¡xo egmeagldes russas
€smsraldas sintóticås hldrotermaissâm ålcålìs
L¡nde, Birori. Pool oSwarovski
A>B>>C €smol'aldas h¡drgt. sint !nalurãis corn baixo conleúdo dgátcålis (0.O3 - 0.5 wt% N82O)
Emmav¡ll€, Nova Gal€s doSul (Ausltál¡ô); Jos(N¡gória)i Såndawans(Ambabu€): Colômb¡8;osme¡alda! ¡¡nt hktrgtrussâs a Lectìlgilngf.
ft B>A>C
B>A-CB>C>A
gsmqreldas n€hJt-åis com mód¡ocpnteúdo de álcslis(0.5 . 1.0 sð6 Nc2O)
ssmsraldâs naturais @m altoconteúdo d€ álcslls(1.0 - 2.0 wt% Na2O)
llontanhes Ursis; Colômb¡å:l,ågo Manya¡å (f snzåoiÊ):Filôburi (ZmbEbu6):Itgbira (MG); Csmaíbå BA)Socotó (BA)
t ¡na Maria (fúoçåmb¡quo):Zâmbia, Mins Cobra(Aldcå do Sul): Tauå (CE)
tv B>c>>A esmeialdas natul-ais @m altocorìtoúdo dê álcal¡s(1.5 - 2.5 urf}6 N82O)
Habåchtal (Ausbia): Airnsr(lndi8): Sandswans(Zimbebue); Ankadilalana(Madagascar); Sâl¡ninha(gA); Sånta T€r8¿nhs (GO)
Tabela 9: Classificação de esmeraldas naturais e s¡ntéticas de acordo com espectros de
absort'o no lnfravermelho no intervalo entre 3500 e 38OO cm-1, segundo Schmetzer (1990).
associados a duas moléculas de água adjacentes e a banda C é causada por álcal¡s l¡gados
a uma molécula de água ou um grupo OH- (Hawthome & Cemy' 1977; Schmetzer'
1989;1990).
Avariabilidadequímicadasesmeraldasdeumadeterminadajaz¡daé,deste
modo,refletidapelaespectroscopianoinfra.vermelhoquemostrarazóesde¡ntensidades
variáveis das bandas A, B e c. A banda A é dom¡nante em esmefaldas sintéticas
h¡drotermais sem álcalis e em esmeraldas sintéticas e natura¡s com baixo conteúdo de álcalis'
Em esmeraldas natura¡s com méd¡o e alto conteúdo de álcalis, as bandas B e C tomam-se
dom¡nantes e a banda A, quando Presente, subordinada (Schmetzer' 1989; 1990) Segundo
esta classificação (Tabela 9), as esmeraldas da jez¡da de Belmonvltabira Íazem parle do
grupo lll de esmeraldas naturais com médio conteúdo de álcalis (schmetzer, 1989; 1990)'
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Amoslres
NE-31-064(centro)
NE-3r-068(borde)
NE-36A.OIA(centro)
NE.36A.O1B(borde)
NE-38S.014(centro)
NE-36&018(borda)
NE-368-018'Oorde)
NE-33'
Gel 1/2'
NE-3¡t'
c-03'
r-05'
Associâçåo
v. pegmat.
v. p€gmst.
v. quarlzo
v. quaftzo
x¡lo
xislo
xislo
v. pegmst.
Y. quarlzo
v. queftzo
v. pegmel.
xisto
Bândâ AÁ¡¡¡¡Îin¿r I
3697
3897
3697
3696
3895,9
3695,5
3697
3698,6
3696.2
2
359ã
3592
3593
3593
3593
3592
3591,¡[
3593,2
3592,0
3591 ,5
3588,1
3593,2
ÁouaTioo ll
Tabela 10: Os êspectros de absoçåo no lR para as esmeraldas de Capoeirana. As bandas A,B e C foram comparadas
com as referidas no trabalho de SchmeÞer (1990). Legenda: v. pegmat. = ve¡o pêgmatóide, v. quârizo = ve¡o de quertro;
(') amostras analisadas no DQI-CETEM (RJ) e (") amostras enalisadas no lQ/LJSP.
:ttt5 t
3857
3656
3ô55
3858
3857
365,,t,5
3855,6
365s,3
3855,¡l
3e48,3
3648,5
1öat.t
1832
1625
1025
1825
1826
1622,1
1636,2
coz
2359
2359
2358
235E
2358
235E
2337,5
235E,3
2358,2
2357,8
2358,¿1
235E,5
355r,8
3552,3
F¡Od4
I 180951
1180952
1175s17
1176950
11749/18
1175917
1173,19¡13,¡1
1189,99¡17,1
I 185,8946,¡t
1178,1947,9
I 19¿[,5
9501182,1
Ané¡s Silic.l{erâd
807
805
1636
Relaçåo /E¡'ô
802
,3
1e36,2
1638,8
1636.2
B>C>A
B>C>A
B>C
B>C
B>C>>A
B>C
B>C>>A
B>C>A
B>C>>A
B>C>>A
B>C>A
B>C>A
807
808
8fx
8oô
805.¡[
8O¡1.8
805,2
807
800,3
o(¡
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I0.6.2 - Estudos de Espectrografia no lnfra'Vermelho (lR) Reali¿ados
com base nos resultados fundamenta¡s de schmetzer (1989; 1990) foram
realizados, no conte).to deste trabalho, esludos de espectrografia lR para a ¡dentificaçáo das
princ¡pais bandas de absorÉo' especificamente Paß a deteminação do tipo de água e
gasesnoscanaisestruturaisdaesmeraldadajazidadecapoeirana.Osespectrosdeabsorçáo, representados no Anexo 5, incluem bandas de tetraedros de sioa, anéis silicáticos
hexagonaìs, de co2 e de água cripo le ll) oabela 1o). As relaçoes de intensidade entre as
bandas A, B e c indicam que as esmeraldas da jazida de capoeirana contém alto teor de
álcalis, apresentando B>C>A, onde a banda A é subordinada ou, em alguns casos' ausente
10.7 - TNCLUSÓES FLUIDAS (lF)
10.7.1 - Fundamentos
lnclusöes fluidas (lF) são pequenas porções de fluidos inclusos nos m¡nera¡s. A
importåncia do estudo destas é que permite, v¡a de fegra, determ¡nar as condiçöes físico-
químicas reinantes durante a cristalizaçåo ou recristalização do mineral que as contém, ou
ainda, durante os eventos metamóft¡cos posteriores à formaçáo destes m¡nerais.
Adicionalmente as lF servem para caraclenzação de minerais gemas e identificat'o de suas
procedências.
o trabalho de sorby (1858; ln: Roedder, 1972) const¡tu¡ um marco na evoluçåo
dos estudos de inclusóes fluidas. Foi ele quem propôs a hipótese de que as bolhas presentes
nos fluidos da maioria das inclusóes eram o resultado da contraÉo d¡ferenc¡al do líquido e do
mineral hospedeiro durante o resfriamento, a part¡r de uma temperatura mais elevada de
apris¡onamento até a temperatura ambiente de observaçáo. De acordo com Sorby (op c¡t ),
se o processo pudesse ser revertido, aquecendo-se a ¡nclusäo até a homogeneizaçåo do
fluido poder-se-ia chegar à temperatura m¡nima do sistema no momento de aprisionamento
do fluido pelo mineral. A partir dos estudos de inclusóes fluidas de Roedder (1970' 1972'
1984), Poty et al' (1976), Touret (1977; 1982: 1985), entre outros, este método se tomou uma
técnicâ amplamente d¡fundida e confiável.
Para as rochas metamórficas e metassomáticas, como as que såo alvo desta
pesquisa, estudos de lF podem servir de auxílio para estabelecer as condições limitantes dos
processos em queståo.
segundo crawford & Hollister (1986), os fluidos em rochas metamórficas são
transportados ao longo de ffaturas variando de tamanho de mic¡ofendas a veios, e os planos
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de inclusóes (lF secundárias) marcam os traços destes condutos. Os fluidos em muitas
destas inclusðes originaram, provavelmente, de reaçöes de devolatilização nas rochas
imediatamente adjacentes e estavam em equilíbrio com a assemblé¡a m¡neral da rocha
hospedeira no tempo de formaçåo das inclusöes (Crawford & Hollister, op cit.). Walther &
Orville (1982) descreveram possíveis mecânismos de transporte de voláteis em rochas
metamórficas que sofreram devolat¡l¡zeçåo. Considerações adicionais sobre lF em rochas
metamórficas e fluidos metamórlicos encontram-se nos trabalhos de Berglund & Touret
(1976), Tan & Kwak (1979), Coolen (1980), ln: Crawford & Hollister (1986).
O estudo de lF pode ser feito através de métodos nåo destrutivos, que
mantenham a ¡ntegr¡dade da amostra, como Petrografia Microscópica, Microtermometria e
Espectroscop¡a micrçRaman.
1O.7 .1.1 - Petrograf¡a M¡croscópica de lF
Antes de se submeter uma amostra a análise microtermométrica, deve-se
procurar levantar uma série de informa$es de forma a se cãrac{erizar e classificar as
d¡ferentes famílias de lF presenles nesla amostre, segundo uma øonologia relativa. Através
da Petrograf¡a Microscópica é possível estabelec€r a morfologia, o tamanho e número das
inclusöes, o número de fases existenles, as fases sól¡das contidas, as razóes entre as fases,
as cores das fases líquidas e gasosas, e o modo de oconènc¡a.
Genericamente, as lF apresentam uma morfologia bastante variável, oconendo
com formas inegulares, ovaladas, ou ainda na forma de cristais negativos, facetados, com
formas prismát¡cas, tabulares, tetraédricas, hexagonais, cúbicas, etc (Roedder' 1984).
lnclusôes de formas inegulares tem uma marcante tendênc¡a a mudar sua forma através do
tempo pere cristais negativos, regulares, ou para morfolog¡as esféricas, e essa mudança
ocorre a volume constante (Iuttle, 1949; ln: Shepperd, 1985).
A grande maioria das lF apresentam dimensões de 1 a 20 pm. lnclusðes com
mais de 1mm, såo, em geral, raras. Entretanto, em alguns cristais de pegmatitos e veios,
inclusões cênt¡mélricas podem ser observadas. Nos minerais de rochas metamórficas, o
tamanho das inclusöes é inversamente proporcional ao grau de metamorf¡smo, e raramente
ultrapassam l0 ¡rm (Fuzikawa, 1985).
O número de lF varia consideravelmente em um m¡neral, aumentando
exponencjalmente com a diminuiçåo do tamanho das ¡nclusões (Fuzikawa, op cit.). Roedder
(1972) citou exemplo de um quartzo leitoso, onde o número de inclusões atingiu 109
inclusöes por cm3, sendo seu aspecto leitoso um reflexo do número de inclusões.
Os fluidos observados nas lF derivam-se de fluidos originais homogêneos ou
heterogêneos. No primeiro caso, a composiçáo e a proporçáo das fases presentes nas
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inclusóes, à temperatura ambiente, serão constantes para lodas as lF. Por outro lado, um
sistema de fluidos originalmente heterogênêo levará à formaçåo de inclusões cogenéticas
com grande variedade na proporçåo entfe as fases, o que pode ser confundido com
mudanças pós-aprisionamento (como "necking-down' - estrangulamento ou "leakage" -
vazamento), ou mesmo aprisionamento em condises P-T diferentes. PoIém, no caso de
aprisionamento a partir de sistemas heterogèneos contendo CO2, as densidades do CO2
seråo constantes para todas as lF, ao passo que nas lF resultantes dos dois últimos
processos, as densidades do CO2 serão diferentes
As lF podem ser classificadas em relaçåo ao número de fases presentes nas
inclusöes e em relaçåo ao tempo de formação.
Emrelaçåoaonúmerodefases,elaspodemsermonofás¡cas(quandoemtemperatura ambiente apresentam somente uma fase líquida ou gasosa), bifásica (quando
contém duas fases, sejam elas, l-g, l-s, Fl, ou s4), trifásicas (quando apresentam uma
combinação das três fases, onde as mais comuns são l'l-g e l-g-s) e Polifásicas (quando são
constituídas por quatro ou mais fases), onde: l'líquido, g ' gás, s - sólido'
Em relação ao tempo de aprisionamento, as inclusôes säo ditas primárias quando
são incorporadas em ¡negularidades da superfície de um mineral, durante o seu cresc¡mento,
uma vez que, pof razôes diversas como presença de impurezas, variações nas condiçóes de
pressåo, temperatura e químicas, a superfíc¡e de um cristal nåo cresce uniforme (Fuzikawa,
198s).
Após o térm¡no da cristalização, um mineral pode sofrer fraturas por onde haja
penetração de fluidos. A cicâtrizaçåo posterior destas fraturas pode aPris¡onar estes fluidos,
dando origem às inclusões secundárias. Segundo Fuzikawa (1985), estas inclusões sáo
facilmente reconhecíveis, uma vez que såo numerosas e apresentam-se, normalmente, ao
longo de um alinhamento ou, mais frequentemente, numa distribu¡çáo planar' muitas vezes
com forma de cristais negativos.
Roedder (1984) descfeve a¡nda um terceiro tipo de inclusöes formadas pela
cicatrizaçáo de fraturas que se desenvolveram a¡nda durante o cresc¡mento do m¡neral, as
quais denominou Pseudo Secundárias.
Em qualquer estudo de lF é de primordial importânc,ia a distinçåo entre ¡nclusóes
primárias e, possivelmente, d¡ferentes geraçoes de inclusões secundárias, pois uma
classificaçåo e escolha incoreta das inclusóes para estudo pode conduzir a conclusóes
enôneas sobre a petrogênese de uma rocha ou sobre a gênese de uma jâz¡da mineral' Uma
outra l¡m¡taçåo desta técnicå é a falta de evidências seguras de que as inclusóes esludadas
sejam, realmente, representativas dos fluidos petrogenéticos e/ou m¡neral¡zantes. Roedder
(19g4) estabeleceu uma lista de critérios para auxiliar na identificaçåo e classificação
genética das ¡nclusões fluidas.
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As inclusóes primárias pemitem a obtençåo de dados sobre os fluidos e as
condises físico-quimicas vigentes durante a formaçåo do mineral. Por outro lado, as
inclusöes secundárias permitem obter dados sobre os fluidos e as condições físico-químicas
dos eventos posteriores. Às vezes, quando planos de direçöes diferentes contèm lF de
características d¡ferentes é possível estabelecer a cronologia relativa destas ¡nclusões e
recontruir a história evolutiva, química e físico-quim¡cå, do mineral (Íouret, 1977' 1981;
Fuzikawa, 1985).
As lF primárias ocorrem em minerais que crescem em um amb¡ente com
abundância de fluidos, como por exemplo, veios hidrotermais, rochas ígneas ou cimentos
diagenéticos, ao passo que ¡nclusões secundárias såo c.omuns em rochas com baixa
porosidade ou em ambientes em que os crista¡s eståo sujeitos a "stress" tectönico ou termal,
durante ou depois do seu crescìmento. No caso de rochas metamórficas, na ma¡oria das
vezes, a formaçåo de fendas e fraturas é o único mecanismo de aprisionamento de ¡nclusões
fluidas sendo, portanto, as inclusóes fluidas primárias mu¡to raras ou mesmo inexistentes
(Crawford & Hollister, 1986).
1O.7.'1.2 - Microtermometria de lF
Tradicionalmente, as lF tem sido usadas como geotermômetfos, consistindo em
¡mportantes guias para â determinaçáo das condiçöes P-T durante a formaÉo do mineral.
No caso part¡cular dos minerais-gema, toma-se muito importante no
reconhecimento da jazida de origem, na d¡stinçáo entre gemas naturais e sintét¡cas e no
estabelec¡mento das condiçoes de formação dos dePósitos (Roedder, 1984)'
A microtermometria cons¡ste na determinaçåo das temperaturas de mudanças de
fases no fluido aprisionado na inclusão, que podem oc¡rrer a altas e baixas temperaturas. A
forma como as mudanças de fases ocorrem e as respectivas temperaturas såo comparadas
com s¡stemas experimentalmente estudados, fomecendo dados sobre composiçáo,
salinidade, densidade, lemperatura e pressåo dos fluidos das inclusöes. Vale ressaltar que
este método é mais adequado para sistemas s¡mples tais como NaCl-H2O, CO2 puro, H2oÈ
co2, Kcl-H2o, Kcl-co2, enke outros. Porém' no caso de sistemas químicos mais
complexos, por exemplo, do tipo H2GCO2-N2-oHa-HS--KCl-NaCl-Al2O3, oomo no caso das lF
das esmeraldas de Capoeirana, a ¡nterpretaçåo toma-se difíc¡l pela inexistência de dados
experimentais e/ou modelos termo-dinåmicos adequados.
O estudo de lF pela m¡crotermometria requer, como premissas básicas, que o
fluido, após o seu aprisionamenlo, nåo tenha sofrido variaÉo aprec¡ável de volume, nåo
tenha reagido com o cristal hospedeiro e nem tenha sofrido perdas s¡gnificativas, de forma
que as mudanças de fases observadas nestes estudos possam ser cons¡deradas oomo
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\
+'
ocorendo em sistemas isocóricos. Vale ressallar, no entanto, que algunS autores, €ntr€ eles
Crawford & Hollister (1986), consideram que, no caso de rochas metamórf¡cas, duranta o
metamorfismo progrgssivo, lF aprisionadas em baixas lemperaturas sáo geralmente
destruídas a medida que a temperatura da rocha aumenla, como resultado do reequilÍbrio
e/ou recristalização dos minerais hospedeiros, incluindo ainda a eliminaçåo de defeitos dâ
rede. Se, por outro lado, as lF persistem as densidades fluidas serão modificadas por
expansåo termal do fluido (crawford & Hollister, op cit.). Vale, ainda, lembrar que, segundo
Crawford & Hollister (1986), com exceçáo do quartzo que é estável em todas condiçöes
metamórf¡c€s dentro da crosta, o que o ¡dentif¡câ como o m¡neral hospedeiro ideal para o
estudo de lF pois não reage qu¡m¡cåmente com o flu¡do apris¡onado, demais minerais podem
trocar cátions com as espécies dissolvides em inclusóes fluidas aquosas'
Os dados de temperatura obt¡dos pela m¡crotermometria referem-se a
temperatura de fusåo do CO2 fff do CO2), temperatura do eutét¡co Cfe), temperatura de
fusåo do gelo (tf do gelo), temperatura de fusão do clatrato (rf clatrato), temperatura de
homogeneização do co2 oh co2) e temperatura de homogeneizãÉo total crh total).
As temperaturas de fusåo dos constitu¡ntes de uma ¡nclusão indicam a
composiçåo do fluido, enquanto as temperaturas de homogeneização indicam sua
densidade.
Para o sistema constituído por um único componente, ond€ coexistem as fases
sólida, líquida e gasosa, a Tf deve conesponder ao Ponto triplo do s¡stema (por exemplo: H2O
= 0,01 oC, CO2 = -56,6 oC, CH4 = -185,5 oC), com valores próximos a estes indicando a
pureza do fluido. No c:tso do CO2, se o flu¡do da inclusåo contiver outras espéc¡es dissolv¡des
na sua fase lasosa (cHa, N2, H2S, entre outfos) a Tf co2 sofre uma d¡m¡nuiçåo of co, . -
56,6 oC), cujo valor depende da substánc¡a pr€sente bem como de suas concentrações.
Ao reaquecer a lF congelada, a temperatura do eutético (fe) é marcada pela
fusão do prime¡ro cristal de gelo, a qual permit¡rá a determ¡naçáo qualitativa dos tipos de íons
dissolvidos na fase aquosa (Na, Ca, Mg, K, entre outros).
A temperatura de fusão do gelo da fase aquosa da lF Of gelo) def¡ne e
compos¡çåo bem como a salinidade do fluido (expressa em equ¡valente % de NaCl). A Tf gelo
serå OoC quando a solução for pura ou bem abaixo deste valor na presença de outros íons
dissolvidos (Na+, cl, K*, Mg**, etc). caso haja formaçåo de clatratos (que conesponde a
uma rede cristalina expandida de gelo que apris¡ona moléculas de gases) a soluçåo aquosa
restante terá sua salinidade aumentada. Se o último cfistal de gelo fund¡r-se antes dos
clatratos, essa temperatura irá indicar uma sal¡n¡dade ma¡or do que a salin¡dade real do
fluido. Daí, a Tf clatratos fomece, juntamente com dados de oe) e Ûf gelo) informaçôes
sobre a sal¡nidade da solução.
lnstituto de Geociencias - lliblioteca
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Aumentando-se a lemperalura, a fase gasosa desaparecerá caraclefiizando-se Th
co2, a Qual fomece, a dens¡dade do co2 crh coz = 3f .1oc é o ponto crit¡co do co2). A
homogeneizaçåo do CO2 pode se dar no estado liquido por diminuiSo do volume da bolha
de gás, no eslado gasoso por aumento do volume da bolha, ou no estedo crít¡co pelo
desaparecimento repentino do menisco que separa as duas fases (l-g)'
Quando submet¡das a allas lemPeraturas a inclusåo atingirá sua Th Total'
desaparecendo o menisco que separa a fase aquosa da cårbônic€, tomandcse preenchida
por um único fluido homogêneo. Neste caso a homogeneizaçåo pode se dar por expansåo da
bolha, por contraçåo da bolha e em fase cfít¡c¿. A Th lotal rePresenta' após coneçóes
devido ao efe¡to de pressåo, a temperatura mín¡ma de apris¡onamento do fluido na ¡nclusåo
ou de formaçåo do mineral, caso a inclusåo seja Primária'
1O.7,2 - Estudos de lF das Esmeraldas de Capoeirana
Os estudos de lF efetuados neste lrabalho compreenderam a caracterização
microscópica das inclusões, anál¡ses microtermométricas, espec{roscopia Micro-Raman e
microscopia eletrônica de vanedura
1O.7 .2.1- Carac{erizaçåo Microscópica das lF das Esmeraldas de capoeirana
As esmeraldas da jazida de capoe¡rana contém numerosas lF, de tamanho
bastante variåvel que apresentam-se sob formas variadas, xenomórficas, nA fOrma de tubos
f¡nos, ac¡culares, paralelos ao eixo de crescimento c do cfistal e, princ¡palmente, na forma de
crista¡s negativos segundo seçôes cúbicas, retangulares e tetraédricas. Algumas inclusôes
exibem feiçoes de escaPe.
com relaçåo ao número de fases, as lF das amostras de esmeraldas estudadas
podem ser monofásicas aquosas (somente ¡nclusôes na forma de cfistais negativos),
bifás¡cas (do üpo s-l e |{), tfifás¡cas (do tipo s-l-g e l-l-g) e polifásica (do tipo s-ll-g). As
inclusões polifásicas såo as mais numerosas e contèm um a vários sólidos que ocupam, mais
frequentemente, em tomo de 5 a 1O% do volume total da lF, podendo, no €ntanto, atingir até
go% do volume total da lF. oconem tanto sól¡dos b¡neffingenles como ¡sótfopos e opacos.
Alguns destes foram ident¡f¡cados por Microscopia Eletrônica de vanedura (MEV) As lF
trifásicas e polifásicas, respect¡vamente, do t¡Po l-l-g e sl-l-g, contém dois líquidos ¡misciveis'
H2O-CO2, podendo a fase co2 conter cH4' N2 e HS-' identil'rcådos pela Espectroscopia
micro.Raman. Estas inclusões mostram razões variáveis entre as fases o que pode ¡ndicer
aprisionamento a partir de fluidos heterogêneos, modificaçoes pós-aprisinamento ou
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aprisionamentos em cond¡Ées P-T d¡ferentes. lnclusóes com CO2 na fase liquida € vapor
perm em uma estimativa do conteúdo de co2 no fluido, uma vez qu6, a 20oc, a Presença de
duas fases ricas em co2 já indica uma soluçåo com mais d€ 1,8 mol 7o de co2 (ln:
Fusikawa, 1985).
1O7.2.2 - Dados Microlermométricos de lF
Dados microtermométricos de lF das esmeraldas de Capoeirana, publicados por
souza et al. (1990), ind¡cãram como ¡ntervalo P-T de sua formafro 2OOO-27 50 bares e
45ooc60ooc. Foram interpfetadas pelos autoÍes como lF primárias que ¡ndicâfiam a
formaçåo das esmereldas neslas condiÉes P-T, a partir de soluçöes m¡nerelizentes
hidroterma¡s-pneumatolíticâs tardias, de baixa pressåo'
No contelo deste trabalho, foram realizadas em tomo de 20o medições
microtermométricas em I amostras de esmeraldas, cortadas Paralelas e perpendiculares ao
eixo c. Este estudo foi feito a fim de se tomar conhecimenlo do método e se interar das
reases fluidos-rochas. As medi@es foram efetuadas somente em amostras de esmeraldas
de ve¡os de quartzo e de istos. Nåo puderam, no entanto, ser efetuadas em esmeraldas de
ve¡os pegmatóides para efeito de comparação dos resultados microtermométricos das
diferentes mineralizapes/ associações, por problemas de pr'eparaçåo' Vale lembrar que, nåo
foi a¡nda feito um mapeamento de detalhe das zonas mineralizadas envolvendo amostragens
s¡stemát¡câs dos diferentes domín¡os de "shears" e dos halos de alteraçåo metassomática.
Deste modo, as amostras esludadas, coletadas de forma aleatória, podem ser portadoras de
diferentes tipos e quantidades de fluidos, o que pode ter proPorc¡onado os amplos intervalos
de temperatura de mudanças de fases das inclusóes como será visto no deconer deste
capítulo.
Cabe a¡nda mencionar que foram consideráveis os problemas operacionais e as
d¡f¡culdades analít¡cas ¡mpostas por propriedades específ¡cas das esmeraldas de capoeirana
que incluem o elevado grau de fraturamento dos c¡istais, fenômenos ópucos de
escurec¡mento da fase vapor, øepitaçåo das inclusöes durante o aquecimento antes da
homogeneizaçåo, entfe outras. Poftanto, obteve-se apenas um número bastante reduzido de
dados, principalmente de lemperatura de homogeneizaçåo total, tomando-se problemática a
interpretaçåo dos mesmos.
A maior parte das lF das esmeraldas estudadas apfesentaram homogeneizaçåo
do co2 para o gás, oc¡nendo, no entanlo, na mesma amostra também homogeneizações
para o líquido, e, mais raramente, para a fase crítica. somente uma amostra (G-38d) de
esmeralda em x¡sto apresentou um padráo uniforme de homogeneizaçåo do co2, onde todas
![Page 125: cEoLocrA DA REcrAo E AspEcros cENÉncos](https://reader038.vdocuments.net/reader038/viewer/2022102512/5872172c1a28abf7458be80b/html5/thumbnails/125.jpg)
103
as inclusôes homogeneizaram-se para o líquiclo. Optou-se, ass¡m, pelo tfatamento separado
dos dados das esmeraldas com inc.lusóes apresrenlando homogeneizaçåo do CO2 variável
(de x¡stos € veios de quartzo), daquela com homogenizaçáo constante (amostra G'38d).
Os valoros de temperatura obtidos nos esludos de microtermometria des lF des
esmeraldas de Capoeirana estão rePresentados nas Figuras 55 a 57'
' Componentes Voláte¡s
Para obter informa$es sobre a composiçåo dos componentes voláteis nas lF das
esmeraldas de veios de quartzo, foram medidas a Tf CO2 que ocorre enlre '58,1 a '56,6
oC, com maior concenlração de medidas no ¡nteryalo de -57.8 a'57,2 oC (Figura 55e) e a Tf
CO2 das lF das esmeraldas de x¡stos que ocone entfe A2p a -57 '2 oC. com inlervalo de
maior frequènc¡a entre -58,4 a-57,2oC (Figura 5,6a). As lF da amostra G-38d apresentam Tf
co2 enlre -57.8 a -56,9 oc (Figura 57a). Todos valores indicam a presença de outres
espécies dissolvidas na fase gasosa das inclusões'
os resultados de homogeneização do co2 mostram que em esmeraldas de
ve¡os de quartzo os valores de temperalura de homogeneização (Th CO2) concentram-se na
faixa de 22p a 3O,A oC, com homogeneizaçåo para o líquido, para o gás e para o críticl
(Figura 55d). A maior concentraçåo de medidas de Th CO2 em lF de esmeraldas de xistos
ocone entre 25,O e 3o,o oc (Figura 5,ôd). Neste intervalo, es ¡nclusóes sofrem
homogeneizaçåo do CO2 para o gás, com exoeçåo de uma única inclusåo que homogeniza-
se em fase critica. Em Th CO2 ma¡s baixas (< 25 oC), ocone homogeneização tanto para o
líquido, quanto para o gás. Estes valores podem indicar perdas de gases. As lF da amostra
G-38d apresentam valores de Th co2 de 27,2 a 29,0 oc, com homogeneizaçåo para o
líquido (Figura 57d). Estes resultados vêm conlirmar a existència de outras espécìes
dissolvidas na fase CO2.
Além das temperatufas de homogeneizaçåo do co2, foram investigadas as
lemperaturas de homogeneizaçåo total Fh total) das lF. Os dados obtidos indicam para lF
de esmeraldas de veios de quartzo um amplo ¡nterualo, variando de 1O0 a 500 oC (Figura
55e). As lF das esmeraldas de x¡stos mostram temperaluras entre 35O oC a 600 oC, näo
cons¡derando aquelas inclusöes que náo sofreram homogene¡zaçåo até as condições limites
do aparelho (600 oC) (Figura 56e). As lF da amostr¡ G'38d apresentam, de mane¡rã s¡milar
as demais amostras de esmeraldas de xistos estudadas, Th total entre 350 a 600 oC (Figura
S7e). A maior parte das lF estudadas sofrom homogeneizaçåo total Por expansåo das bolhas,
podendo ocofTer, no entanto, homogenizagåo Por contraçåo da bolha e para o crít¡co.
![Page 126: cEoLocrA DA REcrAo E AspEcros cENÉncos](https://reader038.vdocuments.net/reader038/viewer/2022102512/5872172c1a28abf7458be80b/html5/thumbnails/126.jpg)
¿i, -ri,¡ ¡i¡ -¡i.r -x, +¡¡ llrl .ri¡ ¡¡¡ .t{o 'Þ¡ .¡¡r'¡.¡'rt, .1.¡ lltl
t oDoG¡.r.trt¡ç¡o
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{t¡ -.¡ -l¡ -¡¡ -¡J 'l¡ -rt
Figura 55: Resultados dos esludos microtermométricos das lF das esmeraldas de veios de
quart¿o, indicando homogeneizaçåo do CO2 para o liquido (L), gás (G) e fase críticâ (C). a)
Tf CO2: b) Tei c) Tf clatratos; d) Th COa; e) Th total
rorootrtrlrçlof= r ¡¡¡ ¡ ¡¡c a. lcÌ'oæ C..rrrcÉÞ & |dþ
¡i¡ ¡ì¡ ri¡ ¡i¡ ¡t¿ tu n E¡ ll'cl
![Page 127: cEoLocrA DA REcrAo E AspEcros cENÉncos](https://reader038.vdocuments.net/reader038/viewer/2022102512/5872172c1a28abf7458be80b/html5/thumbnails/127.jpg)
j¡ -*¡ .¡¡ 'l.¡ {¡'¡ '¡.t 't ¡ ð'r '"¡ ''r, 't¡ Ì?tll
a¡ ¡ ¡, ¡¡ l¡ a, a¡ l¡ l, t lt a, a¡ lltl
r'r o ¡cot rr[ rz ¡ç¡of3 tr¡on¡i¡ 3 ¡o¡"of= CFr'.,róo ao )or'oØ c,í¡*o
Figura 56: Resultados dos estudos microlermométricos das lF das esmeraldas de xistos,
¡nd¡cando homogeneizaso do co2 para o líquido (L), gás (G), e fase cfít¡ca (c). a) Tf co2; b)
Te; c) Tf clatratos; d) Th COz; e) Th totå|.
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.¡4,0 "ll¡ -r.,o -l!! -tr¡r tl.cl
-q¡ -\¡ -¡.. -l¡ -t¡ -r¡ -r, -r,. -r.0 tl.cl
¡orcGEr¡trt^ç¡ofJ :¡eoñróa .c ¡o}'ÞEl Co.r'c¡5¿ ¡s ¡oï'.
.tD .to tæ tro aoo tFC¡
Figura 57: Resullados dos estudos m¡crotermométricos das lF da amostra G'38d (esmeralda
de x¡sto) que apresentou homogenizaçåo do co2 somente para o líquido (L). a) Tf GO2; b)
Te; c) Tf clatratos; d) Th COz; e) Th total.
![Page 129: cEoLocrA DA REcrAo E AspEcros cENÉncos](https://reader038.vdocuments.net/reader038/viewer/2022102512/5872172c1a28abf7458be80b/html5/thumbnails/129.jpg)
' Soluções Aquosas
, As temperaluras dos eutéticos (Te) das fases fluidas tlas esmeraldas de veios
de quarlzo variam de -33,0 a -26,0 oC, com ¡nlervalo de frequència máxima entre -29,0 e -
28,0 oC (Figura 55b). Nas lF das esmeraldas de xislos, os valores de Te variam de -40,0 a -
25,0 oC, apresentando três ¡ntervalos de frequèncìa máxima (de -39'0 a -38'O; -35'0 a '33,0
e -30,0 a -29,O, oC) (Figura 56b): nas lF de amostra G-38d oconem dois ¡ntervalos de Te,
entre -31,0 e -29,0 oC e -26.0 a -22,O oC (com de frequència máx¡ma entre -26,0 e -25'0 oC)
(Figura 57b). As temperaturas dos eulét¡cos sugerem a existênc¡a de misluras de íons
dissolvidos na fase aquosa, suspeitåndo'se de K, Na, Ce e Mg, pela presença de silvila,
halita, calcita e dolom¡ta, determinados por Microscopia Eletrôn¡cå de Vanedura (MEV), como
prováveis minerais de saturação.
As temperaturas de fusåo dos Clatralos (Tf clatratos) das ¡F das esmeraldas de
ve¡os de quartzo situam-se entre -13,5 a +6,0 oC, e as medidas dispersam-se em intervalos
isotados (Figura 55c). Nas lF das esmeraldas de xislos, as Tf clatralos variam de -3,5 a +9,0
oC, com ma¡or concentraçáo das med¡das enke +4,0 e e +5,5 oC, existindo ainda intervalos
isolados acima e abaixo destes valores (Figura 56c). Nas lF da amostra G-38d, os valores
concentfam-se em ¡ntervalos mais estre¡tos, de 4,2 a -1,0 oC, com maior número de med¡das
entre -3,4 e -3,0 oC (Figura 57c).
Os histogramas mostram uma d¡stribuiÉo ass¡métrica em intervalos relativamente
amplos de temperaluras sugerindo várias gerações de lF com c¡ncentrações de sais
d¡ferentes ou imprecìsões nas med¡çðes devido ås condiçöes de metaestabilidade nos
s¡stemas complexos das lF esludadas (F¡guras 55 a 57).
10.7 .2.3 - Espectroscopia MicroRaman
Análises qual¡tativas da composiçåo química dos fluidos das ¡nclusões foram
feitas por espectrometria m¡crGRamam. Este método é extremamente sensível tendo uma
resoluçåo analítica espacial dada pelo diåmetro do feixe laser focålizável até um diâmetro de
aproximadamente 2pm. As subslånc¡as gasosas que ocorrem mais oomumente nas lF são:
H2O (vapor), COz, CO, CH4, N2, SO2, H2S, H2 (Fusikawa, 1985). Nas fases líquidas há
predominância de água (na forma de solu$o salina), mas a presença de CO2 líquido não é
incomum. Nesles casos, formam fases distintas à temperalura amb¡ente, uma vez que a água
é imiscível com CO2 ou h¡drocårbonetos líquidos (Fusikawa, 1985).
Nas lF com formas de criste¡s negativos (com seFes cúbicas, tetraédricas e
hexagonais) foi determinada a prensença de CH4, N2, HS- e CO2, além de H2O e quartzo
como inclusão cristal¡na (tabela 11 e Anexo 6). As inclusöes na forma de tubos f¡nos,
aciculares, paralelos ao eixo cristal¡no, que se constituem em répl¡cas m¡crométricas dos
![Page 130: cEoLocrA DA REcrAo E AspEcros cENÉncos](https://reader038.vdocuments.net/reader038/viewer/2022102512/5872172c1a28abf7458be80b/html5/thumbnails/130.jpg)
10E
cåna¡s estruturais, evidenciaram lão somenle a presençÉ cte CO2, além de água na fase
líquida.
Amostras AssociaÉo lnclusåo Bandas Composto
NE-36a C
esmeralda
de veio de
quarlzo
cristal
negativo;
tipo l-l-g;
relevo allo
12U,81386,7
2328,1
2576
2914,2
cozcozN2
HS-
CH¿
NE-36b //C esmeralda
de xisto
tubo fino
sJ-l-g
12U.8
1387.6
cozcoz
secundária,
cristal neg.
12U,9
1æ7.7
cozcoz
Tabela 1 'l: Bandas micro-Raman caraclerísticås das espécies iônica e moleculares voláteis
identificadas nas lF das esmeraldas de Capoeirana. Os especlros ¡ntegrais deslas amostras
encontram-se no Anexo 6.
r0.8 - INCLUSÓES SÓLIDAS
As lF à lemperatura amb¡ente podem conter, além das fases líqu¡das e ou
gasosas, uma ou mais fases sólidas de minerais. Esles podem ser ou "minerais acidenlais"
denominados 'inclusôes cristal¡nas" e/ou "minerais de saturaÉo", prec¡pitados dos fluidos
aprisionados, durante o resfriamento.
As "inclusöes crislalinas" dist¡nguem-se dos "minerais de saturaçåo" por nåo
serem l¡mitadas às lF, podendo ser encontradas por todo o cristal hospede¡ro. As "inclusões
cristalinas" fomecem informações valiosas sobre o ambiente de formaçåo dos m¡nerais. Além
da imporlåncia genética, eslas inclusöes såo, em geral, distint¡vas e, algumas vezes
caraclerísticas, podendo servir para identifìcar a procedência do mineral gema. Os "minerais
de saturação" såo importantes para a determinaSo ou no mínìmo como indicadores da
composiçåo original dos fluidos. A sua format'o requer, obv¡¿menle, a presença dos seus
componentes como consl¡tu¡ntes dissolvidos no lluido quando do seu aprisionamento orig¡nal
na lF. Assim, se os "minerais de saturação" såo conhec¡dos, os m¡tes composicionais para o
fluido podem ser estimados a partir dos volumes relat¡vos das fases. Embora, a princíp¡o
![Page 131: cEoLocrA DA REcrAo E AspEcros cENÉncos](https://reader038.vdocuments.net/reader038/viewer/2022102512/5872172c1a28abf7458be80b/html5/thumbnails/131.jpg)
s¡mples, o polencial desta aproximaç¿o faramente pode ser explorado na fnlegra, devido a
dificuldades de ¡dentifìcaÉo dos minerais de saluraçåo'
Existe na literaluÍa um grande número de informações sobre as "inclusöes
crislalinas.' encontractas nas esmeraldas de diversas localidades do Brasil (Sauer, 1982;
schwaz, 1984; Schwaz & Mendes, 1985; Souza & svizero, 1987; Branco et al., 1984; entre
outros) e do mundo, incluindo as oconências clássicas dã Colômb¡a, União Sov¡ética,
Zimbábue, Zåmbia e Bras¡l (Gübelin, 1959; Sinkankas, 1981; Koivula, 1982; Schwaz' 1984;
entre outros).
Na revisão de sinkankas (1981) e schwaz (1987), aparece um grande número de
minerais c¡tados como inclusôes cristalinas, entre eles, a mica (biotita/flogopita, muscovita),
tfemolita,/actinolita, quarlzo, feldspato, talco, tumal¡na, epidoto, apatita' rutilo' carbonatos,
sulfetos, óxidos, enl¡e outras subståncias. Vale ressallar que eslas informaçöes estão lodas
baseadas essencialmente em observa$es ótic¿s. Atualmenle, a identificação, tanto de
,inclusões cristalinas" como de "minerais de saturaçåo" pode ser feita através de lécnicas
especiais, tais como métodos de difraçåo de raios X, microssonda eletrônica' microscopia
eletrönica de vanedura e outros igualmente resolut¡vos'
Neste trabalho, foram identificadas algumas ¡nctusões sól¡das das esmeraldas de
Capoeirana, através da comb¡naÉo de microscopia ópt¡ca e microscopia eletrônica de
vanedura com microanalisador EDS acoplado. Estas inclusóes, que såo notáveis pela
quantidade,mostfam,porém,poucadiversidade,sendorepresentadasPofìflogopita,qUarlzo'
apatita, cromita e esmeralda, além de minerais de Zn'Fe e Mn-Fe (tentativamente
ident¡fìcados como franklinita e jakobs¡ta) como 'inclusöes cristal¡nas", e s¡lv¡ta, halita e celcite
como "minerais de saluração".
![Page 132: cEoLocrA DA REcrAo E AspEcros cENÉncos](https://reader038.vdocuments.net/reader038/viewer/2022102512/5872172c1a28abf7458be80b/html5/thumbnails/132.jpg)
1t0
fi . EVoLUçÃo oeolóoc¡, perRocÊNEsE E merru-ooÊ¡¡esE: REsuLTADospRrNcrpAts, INTrt:tpRETAçÖes e mooelos
O berílio é um elemento raro na crosta terrestre, com abundåncia ¡nferior a 3parles por milhåo (Mason, 1966). segundo Gotdschmidt (1954) é um elemento típ¡co dosmagmas residuais leves e soluções residuais, que se concentram nas parles mais superioresda lilosfera. Entre estes, o berÍlio é normalmente enconl¡ado nos produtos l¡nais dediferenciaçåo de magmas granít¡cos, especialmente nos de nãtureza pegmatítica, e a¡nda,
nas rochas alcalinas inlermediárias em sílica que são os l¡totipos mais enriquec¡dos nesteelemenlo. O enriquecimento de berílio em rochas de magmas residuais, gran¡tos e nefelina-s¡enitos, conforme aponlado por Goldschm¡dt & Peters (1S2a), deve-se ao pequeno
tamanho do íon berÍlio que, consequenlemente, não é capaz de se prender à estrutura dosminerais formadores de rochas comuns. O berÍlio nestas rochas, principalmente nos nefelinas¡enilos, pode estar presente nos álcali-feldspatos, nefelinas, n*=s, turmalinas, anfibólios epiroxênios alcål¡nos. Para Goldschmidt (1954), são necessárias duas condi@es para aformação de esmeraldas: a concentração de beríl¡o e a presença de crômio e/ou vanádio nomesmo depósito. Tais condições såo raras nã nalureza em fun$o da discrepância entre osprocessos concentradores desles elementos: Be enríquecend+se em magmas residuaistardios e em soluções residuais tardi- a pós-magmáticas, ao passo que o øômio e vanádioeståo t¡p¡câmente associados a cristalizaçåo magmát¡ca iniciat. ou em crom¡las de rochasmáficas-ultramál¡cas, ou em m¡nérios de feno do tipo Fe-Ti-V de gabros, ou a¡nda a matériabetuminosa em sedimenlos.
Beus & Sobolev (1963), porém, incluiram o berílio enbe os elementos que migramextensivamente em soluções pós-magmáticas, como as decorentes de processos
hidrotermais-pneumatolít¡cos. segundo Beus (1966), a h¡stória geoquimica do berílio noprocesso pegmatitico serue como um exemplo claro de concentraçåo pós-magmática de umelemento altamenle disseminado na fusåo orig¡nal. o principal fator que determina aconcentração de berÍlio em pegmat¡tos é, sobretudo, a diferenciação por cristalizaçåo
fracionada (Beus, op cit.). Tem-se, como regra geral, que nos estágios iniciais da formaçãodo pegmatito nåo há concentraçáo de beríl¡o em quant¡dades aFreciáveis, uma vez que nåoestão presentes minerais capazes de reter o berílio em suas redes cristalinas. A med¡da que
o conteúdo de componentes voláleis aumenta, a concentraçåo do beríl¡o na parte residual dopegmatito também aumenta, Assim, a crisfalizeçåo do berilo nos pegmatitos graníticos, tem¡níc¡o sob condigöes de forte supersatureção em síl¡ca e acúm¡¡*o de sódio e componentesvoláteis.
Dentre os vários processos gerâdores de depós¡tos de berilo destacam-se os deorigem vulcánica, magmát¡cå primária, magmát¡ca lard¡a, metamo,,îica-h¡drotermal, h¡drolemal
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1il
e sedimentar (Beus, 1966; Sinkankas, 1981) (tabela 12). As mineralizaçöes de ,esmeraldas
eståo frequenlemerrte associadas a processos metamórficos de caráter metasst¡mático, do
eslágio pneumatolítico-hidrolemal, sendo represenladas pelos 'depósilos tipo xislo" e mais
raramente, ao processo h¡drotermal propÍiamenle d¡lo, representades, neste caso, pelos
depósitos encontrâdos espec¡almente sob a forma de ve¡os (Sinkankas, 1981). Schwaz(1987), baseando-se em dados das príncipais oconências de esmeraldas do mundo, propðe
uma classifìcação genética em quatro tipos de depósilos, baseada na natureza das rochas
fornecedoras dos elementos Be, Cf, Fe e V, das rochas hospede¡ras e nas cåracterísticâs
¡ntemas (inclusðes) e químicas das esmeraldas (fabela 13).
O acúmulo do berílio em rochas melassomát¡cãs de conlalo, assim como em
outros depósilos pneumalolítico-hidrolermais de alta lemperatura, ó determinado pela
atividade de flúor nas fases fluidas do estág¡o ác¡do do metassomat¡smo (Beus, 1966). O
flúor aparece como o principal veículo de transporte de berílio, desempenhando um papel
ativo na formação de seus depósitos. Além do flúor, deslacam-se, a¡nda, o cloro e o dióxido
de cårbono, como agentes complexantes e m¡neralizanles sob a forma de ions complexos
móveis dos tipos lluorberilatos, cloroberilatos e carbonoberilatos de metais alcål¡nos.
Os depósitos do "tipo xisto", represenlantes da quase lotalidade dos depósilos de
esmeraldas do mundo (Sinkankas, 1981), são âssim denom¡nados devido ao fato dos cristais
de berilo, em especial os de esmeraldã, ocorrerem em m¡cax¡slos escuros. Os xistos e as
rochas associadas, nas quais esles cristais são encontrados, såo tidos como produtos da
interaçåo química entre rochas graníticas e rochas båsicalultrabåsicas ou
máficas/ultramåficas. Segundo os conceilos de Beus (196,6), Íala-se, portanlo, de um
processo metassomático também denominado de exometamorlismo, o qual envolve
mudanças na rocha original pela introdu$o de constitu¡ntes extemos. Os constitu¡ntes
necessários para a formaçâo do berilo, derivados dos pegmat¡los graníticos, ou mesmo dos
próprios corpos graniticos, såo transferidos para os corpos de rocfias xistosas e jacentes na
forma de soluçöes que reagem com e cristal¡zam nos xistos (Beus, op cit.). Muitos desses
berilos assemelham-se ao tipo "orig¡naf encontrado nos corpos pegmatít¡cos. Entretanlo, o
fato dos xislos serem formados parc¡almente às custas das rochas básicas, ultrabåsicas,
máficas ou ultramáf¡cas, as quais podem conter cromo, feno e vanádio, pequenas
quant¡dades destes elementos podem ser incorporados à estrulura do berilo dando origem à
esmeralda. Constituem oconências clássicas de depósitos do "tipo xisto" diversas jazidas de
esmeraldas do Brasil, Zåmbia, Z¡mbábue, Át¡ca ¿o Sul, Monles Urais, Egito, índia, Tanzånia,
entre outras (Sinkankas, 1981),
As jazidas de "tipo veio" såo mais variáveis inclu¡ndo desde veios pegmatít¡cos-
pegmató¡des a veios hidrotermais de quarlzo ou de c€rbonatos Exemplos de depósitos de
esmeraldas do tipo hidrotermal såo as jazidas da ColÔmbia, representadas por veios de
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ClassificaçåoGenética
Vulcånico
MagmáticoPrimário
Tipo de Depósito
amígdadas em riólitos
d¡sseminados em gren¡tos
MagmáticoTardio
m¡arolítico, pegmatíticoem granitos
pegmat¡tos grâníticosnão zonados
Atividade Hidrotermâl
pegmattlos graniticoszonâdôs
M6temórficoHidrotermal
ausente
pegmauros grant coscomplexos e zonados"tipo muscov¡ta'
insignificante
pegmalros grantltcoscomplexos e zonados"tipo albita"
Hidrotermal
locelizeda e insignificante
'tipo xisto"
sign¡f¡cânte
Principais MineraisAssociados
srgnllrcânte
"greisens"
quarEo € topáz¡o
rnlensa
Sedimentar
quarEo
vetos qe catDonalos
tnrensa
crer6 arptnos
elbita, m¡croclínio equarEo
Tebela 12: Tipos de dêDósitos do bêrilo l3âdund6 S¡ñkÂnkrq lanlì
intensa, transfere o Bepara a encâ¡xante
microclínio, granada,muscovita e quarÞo
eluv¡al
mtcrclc[nro, topazto,mt tct ôvilâ ø att t^altal
intensa, local ao longodo fraturas
aluv¡al
mrcrqclnto, Iopazto,muscovita, biotitae quarÞo
elitensiva ao longo defraturâs
muscovtla, quarzo,crisoberilo, albitae microclínio
€xrensrva ao tongode freturas
silicatos, fluorita, quarÞo,mica € epatita
eusente (decomposiçåode depósitos)
quarÞo, feldspato, mice,minera¡s de Sn e W,âôâtitâ ê fk¡ôritâ
ausente (transportadopela água)
arÞßa, Fecaoonato,pirita, peris¡ta, quafÞo
shorlita, moneziteebazzila
espéc¡es duráve¡s dedepósito original
espécies duráveis dedepósito orig¡nal
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rrFGcnátao
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Tabelal3:Classificaçåogenét¡c¿dosdepósitosd€esmeraldas,baseadanafontedoberÍlio
e dos cromóforos, tipos de inclusóes e "impurezas" (segundo Schwaz' 1987)'
c¿lcita e brechas de falhas que cortam argilitos e folhelhos pretos marinhos (Sinkankas,
1981;Schwaz, 1987; Ordoñez, 1993, entre outros)'
AjazidadeesmeraldasdeBelmonUltab¡raoncontfa.seemárealocalmentecaracterizada pela presença de uma sequência vulcano-sed¡mentar altamente intemperizada'
emcontatotectôn¡cocomosGran¡tó¡desBorrachudos.Naáreadamina,estasequênciaéformada por intefcalações decimétricas a métricas de várias l¡tologias, representadas
especialmente por x¡stos merapelít¡cos, x¡stos e anfibolitos metaultramáficos' anfibolitos
metabásicos,veiospegmatóidesmuitoraroseveiosdequarlzofrequentes.Asrochasgraníticas säo, representadas dominantemente por leucognaisses portadores de b¡otita, "tipo
flasef,,, segundo souza (1988), conesPondentes aos Granitóides Bonachudos (schorscher'
1975;1992),destacando-seocontatodefalhaentreestesdoisconjuntoslitoestrutufa¡s'atravésdoqualosGfanitóidesBonachudosaoestedaâreadajazidasesobrepóemdiretamente às litologias metaultramáficas da sequåncia vulcano-sedimentar' Tal fato imprime
às rochas da mina fofte Pertufbaçåo tectôn¡ca, expressa principalmente pelo aparecimento de
dobramentos apertados, foliações, cisalhamentos' fraturas e dema¡s efeitos de
![Page 136: cEoLocrA DA REcrAo E AspEcros cENÉncos](https://reader038.vdocuments.net/reader038/viewer/2022102512/5872172c1a28abf7458be80b/html5/thumbnails/136.jpg)
mov¡mentações em lodas as un¡dades lilológicas da sequência. As manifestações
pegmatóides såo raras, nåo mineralizadas em esnreraldas e ocoÍem preferencialmente em
pequenas concentraçöes (transformadas por inlemperismo em caolim) no inlerior das dobras,
próximas a seus ápices ou, einda, preenchendo fraturas centimétricas a decimétricas nas
rochas da sequência vulc¿no-sedimenler. S¡milarmente, ocoÍem veios de quartzo
deformados de diversas gerações estrulurais e genéticas. Ressalta-se o aparec¡menlo de
veios de guartzo prat¡c€mente concordanles com as c¿madas de xistos locå¡s, alguns destes
apresentando-se porladores de esmeraldas fragmentâdas, apenas em suas partes marginais.
As condiçóes básicas de formação das esmeraldas da jazida de Belmont são similares
àquelas requeridas no caso clássico de jazidas do tipo .xislo", estando int¡mamente
associadas ås interaçóes químicas de flu¡dos berilíferos com as rochas melaultramáficas
porladoras de elemenlos cromóloros. A jaz¡da de Belmont silua-se em zona metamórf¡ca da
fácies anfibolito ¡nferior a médio, pelo principal melamorfismo regional proterozóico.
De maneira similar, a jazida de esmeraldas de Capoeirana de mais allo grau de
melamorfismo proterozóico (fácies anfibolito média a superior), encontra-se em área
constituída por sequència vulcano-sedimenlar em contato leclôn¡co com os Gran¡tó¡des
Borrachudos e com Metagran¡tóides Foliados com Fluorita, sobreposlos ås litologias
metaultramáf¡cas da sequência por falhas de cavalgamento, o que também imprime às
rochas da jazida de Capoeirana um elevado grau de perlurbaçåo tectôn¡ca.
Nas áreas entre as jaz¡das de Belmont e Capoeirana, incluídos nos domínios das
rochas graniticas princ¡pais, dos Granitóides Bonachudos e Metagranitóides Foliados com
Fluorita (Figura A7-2, Anexo 7), ocoÍem ainda, reliticamenle preservados, corpos com
extens6es relativamente restritas de gnaisses e m¡gmatitos pol¡metamórficos da Associaçåo
TTG, representativos do conjunto litoestrutural arqueano mais antigo da regiåo esludada e
anedores.
O modelo geológico evolutivo e melalogenético proposlo neste trabalho é oseguinte. Em teneno arqueano de natureza TTG-g/Þensfone ôell, instalaram-se no final da
evoluçäo gÊenslone Þelf, no estágio orogènico, zonas de c¡zalhamento cruslais profundas,
de elitensões regionais e larguras cons¡deráve¡s (quilométricas, em cerlos casos
ultrapassando aos 10 Km). Nestas c¡rcularam flu¡dos metassomåticos alcalinos (potássico-
sód¡cos), ricos em F, CO2, entre outros, e elemenlos ¡ncompatíveis (Rb, Be, Zr, Nb, ETRL,
entre outros) percolando, durante a sua milon¡t¡zaÉo os gna¡sses sódico-cálcicos da
associat'o TTG. Por reaçóes fluidos-rochas suportadas pelo gÍadiente dos álcalis
transformaram-nos em Granitóides Bonachudos principalmente por reações de substituiçåo
de álcel¡s nos feldspalos (Schorscher, 1992).
As zonas de cisalhamentos crustais profundas envolveram/afetaram lambém as
rochas dos greenslone Þelfs representadas na área de estudos pelos reslos de sequênc¡as
![Page 137: cEoLocrA DA REcrAo E AspEcros cENÉncos](https://reader038.vdocuments.net/reader038/viewer/2022102512/5872172c1a28abf7458be80b/html5/thumbnails/137.jpg)
1t5
metavulcano- sedimranlares que abrigam as jazidas de esmeraldas de Capoeirana e Belmont.
A natureza de greernslone öelfs arqueanos desles é conl¡rmada pela assocìação l¡tológ¡ca
típica, bem como pelas características m¡neralógica-petrográficas e geoquímicas das rochasmetavulcånic¿s ultramálico-máficas e båsicas. Sob aspeclos petro-metalogenéticos,
ressallam as anomalias geoquímicas de Zn das rochas metaullramálicas, estando o Zn na
estrutura dã crom¡ta (Schorscher, 1992), e alguns anlibolilos metabásicos portadores de
scheelita em teores substanciais (estimados em até 5% modais). Os lluidos alcål¡nos eporladores de Be e Al (este último proven¡ente da subst¡tu¡ção dos plagioclásios das rochas
TTG) inleragiram nas zonas de cizalhamento lambém com as rochas da sequência
melavulcano-sedimenlar causando, em funSo dos grad¡entes geoquímicos, as alleraÉesmelassomáticas, principalmente de flogopit¡zaçåo, e as m¡neralizaçðes de esmeraldas nas
rochas melaultramál¡cas. A pequena espessura das zonas mineralizadas/melassomat¡zadas
é atribuída a "¡mpermeabilidade' dos xislos metaultramálicos para a percolação dos fluidos
melassomático-mineral¡zanles.
As rochas metaultramáfic€s com cromila, lanto na jazida de BelmonVllabira como
de Capoeirana, são as l¡lolog¡as responsáveis pela formação das rochas metassomáticasportadoras de esmeraldas. As esmeraldas associadas aos b¡ot¡tjtos/ f¡ogop¡t¡los, ocorem,geralmente, como porliroblastos orientados segundo a foliat'o principal da rocha, sendo
envolvidos pela biotita/flogopita, ou ainda, em lentes/veios de quarÞo.
Estes ve¡os de quartzo sempre deformados såo concordantes/pseudoconcordanles com as fol¡açoes principa¡s dos x¡stos locais e/ou formam
concentrações lenticulares também deformadas e, ås vezes, contorc¡das t¡po 'toalhamolhada", nas chameiras de m¡cro-dobras, o que ind¡ca cristalizaçåo em condições pré-
cinemáticås em relação ao evento deformativo principal. Nos veios de quarÞo mineralizados
em esmeraldas os contatos entre o quarlzo e a esmeralda sáo, geralmente, inegulares, de
suturação metamórf¡cå.
Uma primeira geração de esmeraldas estaria, enláo, associada a x¡stos
(biotititos/flogop¡titos) e ve¡os de quartzo defoimados. Suas caracleríst¡cas petrográficas e
m¡neralóg¡ca-cristalográf¡cas såo similares, porém, a presença de inclusões de esmeralda em
esmeraldas dos veios de quartzo sugere mais de uma etåpa mineral¡zanle, pelo menos
nesses veios. As esmeraldas deslas duas assoc¡ações/m¡neralizagôes indicaram em estudos
de lR elevados teores de álcalis nos fluidos dos canais eslruturais. Desta forma ¡nlerpretam-
se cÆmo de idade arqueana as m¡neralizações de esmeraldas em xistos e ve¡os de quarlzo
deformados das jazidas de Capoeirana e Belmont.
O conjunto de litot¡pos e as mineral¡zações arqueanas sofreram inlensos
retrabalhamentos prolerozóicos ¡nclu¡ndo deformaçôes e o melamorf¡smo regional principal
no curso da orogènese do C¡clo Minas-Espinhaço atribuída ao Proterozóico lnferiorlMédio
![Page 138: cEoLocrA DA REcrAo E AspEcros cENÉncos](https://reader038.vdocuments.net/reader038/viewer/2022102512/5872172c1a28abf7458be80b/html5/thumbnails/138.jpg)
(Schorscher, 1992). Este melamorlismo é responsável pelo grau máximo rergionatmente
alcånçådo e até hoje preservâdo nas rochas da sequência melavulcåno'sed¡menlar. Causoutambém o relrabalhamento (proterozó¡co) regional progressivo dos Gren¡lóides Bonachudoi,transformando-os gradativamente a tolalmente nos Metegranitóides Foliados com Fluorita apartir de condi$es P-T da fácies anfibolilo médio. Os dados geológ¡cos, mineralógico-petrográf¡cos e geoquímicos sustenlam este modelo genél¡co (Schorscher, 1992), ainda que
nesle trabalho foram encontradas algumas evidências de mudanças geoquímicas menores
mas sislemáticas de elementos traços que acompanharam a transformação. Sob aspeclospetro-metalogenéticos, os Granitóides Bonachudos e Metagranitó¡des Foliados com Fluorita
såo caracterizados por anomalias geoquimicas regiona¡s, positivas, de Be. OsMetagranilóides Foliados com Fluorita diferem melalogeneücåmenle dos GranitóidesBonachudos por apresentarem pegmatóides e pegmat¡tos, estes últ¡mos porladores de
berilos nas variedades águas-marinhas.
Diferenlemente da jazida de esmeraldas de ltabira, na jaz¡de de Capoeirana
encontram-se pegmalóides mineralizados em esmeraldas. Formam corpos intrusivos,pseudoconcordantes ou discordantes, com formas predom¡nanlemente inegulares e
dimensões métricas, sendo claramente menos deformados do que as rochas encaixantes dasequência vulcano-sedimentar. Quando ¡ntrud¡dos nos istos metaultramáf¡cos êmineralizados em esmeraldas, estas apresenlam-se idiomórficas, separadas por bordas
ret¡líneas dos plagioclásios adjacentes. lnterpretam-se estes pegmaló¡des e sua ausência najazida Belmont, como efeitos do metamorfismo progressivo regional principal, proterozóico,
que alcânçou o ápice termal em estágio tardi- a pós-tectônico e intensidade, em geral, mais
alta na regiåo da jazida de Capoeirana. Causou então fusões paro'ais por anatexia incipiente
dos Gran¡tóides Bonachudos em Melegran¡tóides Foliados com Fluorila que ao interagirem
com as rochas metaultramáficas produziram as mineralizaçôes de esmeraldas dessa terceira
associaÉo. As esmeraldas desta última associaÉo/mineralizaSo também ¡ndicåram em
estudos de lR elevados teores de álcalis nos fluidos dos cana¡s estruturais.
Quando lais pegmalóides intrudiram os granitó¡des o beríl¡o remobilizado e,
eventualmente, concentrado a partir dos teores anômalos dispersos nos granitó¡des originais,
é reprecip¡lado na forma de berilo de cores verdes ou amareladas, ou ma¡s raramente, azuis
na variedade das águas-marinhas.
De acordo com estas considerações, tanlo os pegmatóides com esmeraldas
restritos a Capoeirana, como os pegmat¡tos com águas-marinhas restritos aosMetagranitó¡des Foliados com Fluorita representariam uma fase Proterozóica demineral¡zações beriliferas relacionada ao principal melamorfismo reg¡onal em suas condiçoes
mais elevadas.
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Na jazida de esmeraldas de Capoeirana ocone a¡nda alexandrita que também é
desconhecida em Belmont. As áreas de sua oconência/lavra são, a presente, todas alúvio-
coluvionares, entrelanlo, âlgumas amostras individuais permitiram observar que ocrisoberilo/alexandrita cresce sobre a esmeralda. lsto aliado a inexislência desse m¡neral najazida Belmonl, poderia indicar que o c¡isober¡lo em Capoe¡rana é um m¡neral metamórf¡co,
formado a partir das m¡neralizações de esmeraldas arqueanas (pré-existenles), pelo principal
metamorfismo regional progressivo proterozóico em cond¡øes P-T mais elevadas (trans¡çåo
da fácies anllbolilo média a superior e superior).
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ANEXO 1: Limites de detecçåo de Fluorescência de Raios X'
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Maiores
siozTiO2
At2o3
FeOt
MnO
Mso
CaO
Na2O
Kzo
Pzos
Limites de Detecçåo (%)
o.004
0.0001
0.004
0.002
0.oo2
0.1
0.0004
0.3
0.0003
0.007
Traços Limites de Detecção (PPm)
10
7
7
15
11
5
3
30
3
6
7
9
I
Cr
Ni
Co
vCu
Zn
Rb
Ba
Sr
Ga
Nb
Zt
Desvio Padråo
I4
10
7
4
3
2
18
4
2
3
6
5
Tabela A1-1: Limites de Detecçåo para Fluorescênc¡a de Ra¡os X. Os dados dos elementos
nåo listados, contidos nas Tabelas ¡ú-1 a A2-5, Anexo 2, dizem respeito a análises
sem¡quant¡tativas, +500/o absoluto.
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ANEXO 2: Dados estruturais complelos e diagramas de frequêrrcia'
![Page 160: cEoLocrA DA REcrAo E AspEcros cENÉncos](https://reader038.vdocuments.net/reader038/viewer/2022102512/5872172c1a28abf7458be80b/html5/thumbnails/160.jpg)
F Plano Crenulaçåo Lin. Min.
TTG MGF GB
310/15 250t28 262t30
300t12 222130 258t35
260t20 260120 328/35
284t25 292125 300/45
295t20 270110 320/50
305/15 288110 315/50
238/15 315/15
310/30 190/30
324130 225125
308/30 330125
340/35 200125
352t25
345/55
315145
302t25
258t40
276130
260t20
255/30
315/30
68t25
54t20
256130
210125
240140
292t40
294135
305/40
SVS
298t20 290t25
340t20 290/30
310/20 282130
290/18 294130
282t22 300/30
290/15 294t55
280115 298/50
300/40 318/45
284t30 260140
305/25 270140
300/25 266125
306/20 272t20
320t25 342t37
22A10 248130
262t20 318/38
268/35 298/35
298/60 310125
280/60 320125
260/35 320/30
248t30 296/3s
270t45 262130
300/40 280/35
286t40 270130
260t40 260/35
298/35 284140
300/40 278t30
284t25 310/40
300t20
305/15 240130
221t25 208/35
232t35 204t90
MGF SVS
160/87. 148n5170n4
GB
248t15
264115
250t20
85/10
255t08
Tabela A2-1t Dados estruturais completos dos l¡totipos princ¡pais encontrados na área de
estudo. (') atitude medida em nível de b¡otitito inlercalado no Melagranitóide Foliado com
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IJ
Figura A2-1: D¡agrama de frequència de pólos de planos cle foliagåo das rochas granít¡cas da
associação TTG.
Figura A2-2: Diagrama de frequência de pólos de planos de fol¡aÉo dos Granitó¡des
Bonachudos.
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Figura A2-3: Diagrama de frequència de pólos de lineaçåo dos Gran¡tóides Bonachudos'
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Figura 42.4: Diagrama de frequència de pólos de planos de foliaçåo dos Metagranitóides
Foliados com Fluorita.
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Figura A2-5: Diagrama de frequência de pólos de planos de foliagåo de rochas da sequência
vulcâno-sedimentar.
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Figura A2-6: D¡agrama de frequência de pólos de planos de crenulaçåo de um nível de
biotitito no Metagranitóides Foliado com Fluorita e de rochas da sequência vulcano
sèdimentar.
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ANEXO 3: Dados analíticos litogeoquímicos e normas CIPW.
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Tabela A3-1: Dados analíticos das rochas da associaçåo TTG
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Tabela A3-2: Dados analíticos dos Granitóides Borachudos e Metagranitó¡des Foliados com
Fluorita.
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![Page 168: cEoLocrA DA REcrAo E AspEcros cENÉncos](https://reader038.vdocuments.net/reader038/viewer/2022102512/5872172c1a28abf7458be80b/html5/thumbnails/168.jpg)
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Tabela A3'3: Dados analíticos das rochas metaultramáficas, crom¡titos disseminados e seus
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Continuaçåo da Tabela A3-3
![Page 170: cEoLocrA DA REcrAo E AspEcros cENÉncos](https://reader038.vdocuments.net/reader038/viewer/2022102512/5872172c1a28abf7458be80b/html5/thumbnails/170.jpg)
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Tabela A3-4: Dados analít¡cos alterados (valores nulos dos dados originais e de ce e Nd da
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metassomát¡cos.
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Continuação da Tabela A3-4.
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Cont¡nuaçáo da Tabela A3-4.
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Continuaçåo da Tabela A3-4.
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![Page 176: cEoLocrA DA REcrAo E AspEcros cENÉncos](https://reader038.vdocuments.net/reader038/viewer/2022102512/5872172c1a28abf7458be80b/html5/thumbnails/176.jpg)
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Continuação da Tabela A3-5
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Tabela A3€: Norma CIPW das rochas da associaçåo TTG
Tabela A3-7: Norma clpw dos Granitóides Bonachudos e Metagranitó¡des Foliados com
Fluorita.
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0.0r866
18.61'tg.7a21.5812m11-73
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0.01
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0.33
2.Af0013r00c1
23.83
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24.661.14
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't1.51
3.73
0023{90.09
TabelaA3.S:NormaclPwdosanf¡bol¡tosmetabásicos'sendo:(PQA)plagioclásio-quartzo.anfibolitos (CAP-4, HC-3a, NE-21, C-01, G-1, G-39d' G-asb); (POAG) plagioclás¡o-quartzo-
anfibolitocomgranada(C.1a,G-41b);.(PQAE)plagioclásio-qUartzo.anf¡bolitocomepidoto(G-
29, G-42).
o3 GO G'!4. ei4b c-!5r È'tt. G17d È10¡ ê23 è26¡ Gæô e2ü. Ê26d G2t GA
oczOr
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0.331.500.700.27oln
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3.731.231t?o.a20.t)5
35.e9
0æ30.1811.É3.36
0.672.250.850.320.05
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0591.67
0.7e0.260.t2
45 600.540.07
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s.700.01009
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![Page 179: cEoLocrA DA REcrAo E AspEcros cENÉncos](https://reader038.vdocuments.net/reader038/viewer/2022102512/5872172c1a28abf7458be80b/html5/thumbnails/179.jpg)
ANEXo4:Difratogramasdeesmeraldasecálculodosparåmetrosdecelaunitária.
![Page 180: cEoLocrA DA REcrAo E AspEcros cENÉncos](https://reader038.vdocuments.net/reader038/viewer/2022102512/5872172c1a28abf7458be80b/html5/thumbnails/180.jpg)
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FiguraA4-1:DifralogramasdaamostraNE.36A-oldeesmeraldadeveiodequartzodajazidade Capoeirana. (A) centro, (B) borda'
![Page 181: cEoLocrA DA REcrAo E AspEcros cENÉncos](https://reader038.vdocuments.net/reader038/viewer/2022102512/5872172c1a28abf7458be80b/html5/thumbnails/181.jpg)
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Figura A4-2: Difratogramas da amostra NE-368-01 de esmeralda de xisto da iazida
Capoeirana. (A) centro, (B) borda
![Page 182: cEoLocrA DA REcrAo E AspEcros cENÉncos](https://reader038.vdocuments.net/reader038/viewer/2022102512/5872172c1a28abf7458be80b/html5/thumbnails/182.jpg)
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F¡guraA4-3:D¡fratogfamadaamostraNE-31-06deesmeraldadeveiopegmatóidedajazida
de Capoeirana.
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TabelaA4-1:CálculodosparåmetrosdecelaunitáriadaamostraNE-36A-014(centro)-esmeralda de veio de quartzo'
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TabelaA4.2:CálculodosparåmetrosdecelaunitáriadaamostraNE.36A-018(borda).esmeralda de veio de quartzo'
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Tabela A4-3: cálculo dos parâmetros de cela unitária da amostra NE-368-01A (centro) -
esmeralda de xisto.
![Page 190: cEoLocrA DA REcrAo E AspEcros cENÉncos](https://reader038.vdocuments.net/reader038/viewer/2022102512/5872172c1a28abf7458be80b/html5/thumbnails/190.jpg)
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Tabela A4-4: cálculo dos parâmetros de cela unitária da amostra NE-3ôB-018 (borda) -
esmeralda de x¡sto.
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TabelaA4-5:cálculodosparâmetrosdecelaunitáriadaamostfaNE.3l-06-esmeraldadeveio pegmató¡de.
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ANEXO 5: Espectros de absorção no lnfravermelho'
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Figura A5-1 (a,b): Espectros de absorçåo no lnfravermelho em esmeraldas de veio
pegmatóidedajazidadeCapoeirana,destacando-seospicosdeágua(TipoleTipoll)ecoz
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Figura A5-2 (a,b): Espectros de absorçáo no lnfravermelho em esmeraldas de veio de
qu"*o da iazidade Capoeirana, destacando-se os picos de água Tipo ll e CO2'
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FiguraA5-3(a,b):EspectrosdeabsoçáonolnfravermelhoemesmeraldasdeX¡stodajazidade Capoeirana, destacando-se os p¡cos de água Tipo ll e COz
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FiguraA5.4(a'b):Espectrosdeabsoçåonolnfravermelhoemesmeraldasde(a)xistoe(b)veio pegmatóìd e da iazida de Gapoeirana, destacando-se os p¡cos de (a) água Tipo ll e CO2
e (b) água TiPo I e TiPo ll e CO2.
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Figura A5-5 (a,b): Espectros de absorçåo no lnfravermelho em esmefaldas de veio de
quartzo da jazida de capoeirana, destacando-se os p¡cos de água (Tipo I e Tipo ll) e cot.
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FiguraA5-6(a,b):Espectrosdeabsorçäonolnfravermelhoemesmeraldasde(a)veiopegmatóide e (b) xlsto, destacando-se os picos de água (T¡po le ll) e CO2'
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ANEXo 6: Espectros m¡cro-Raman das fases fluidas das inclusões flu¡das.
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FiguraA6.l:Espectrosmicro.RamandelFnaformadecristalnegativo,tip¡camentesecundária'presenteemesmeraldadexistodajazidadeCapoeirana,emcorteparaleloac,
destacando-se os Picos de CO2
Figura A6.2: Espectros micro-Raman de lF na forma de tubo fino, acicular, do tipo s.ll-g,
pfesenteemesmeraldadeX¡stodajazidadecapoeirana,emcorteparaleloac'destacando.
se os picos de CO2.
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Figura A6-3: Espectros micro-Raman de lF na forma de cristal negativo' presente em
esmeraldadeveiodequartzodajazidadeCapoeirana,destacando-seospicosdeCH4'CO2, N2 e HS-.
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ANEXO 7: Mapas de pontos e geológico da regiåo das jazidas de esmeraldas de capoeirana
e Belmont.
![Page 209: cEoLocrA DA REcrAo E AspEcros cENÉncos](https://reader038.vdocuments.net/reader038/viewer/2022102512/5872172c1a28abf7458be80b/html5/thumbnails/209.jpg)
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