Como se forma o ouro? Como são descobertas novas jazidas?

Esse metal raro e precioso surgiu do mesmo jeito que todos os outros elementos químicos: por causa de uma fusão nuclear. "No período de formação do Sistema Solar, 15 bilhões de anos atrás, núcleos dos átomos de hidrogênio e hélio, os elementos mais simples, combinaram-se a altíssimas temperaturas, dando origem a elementos mais complexos, como o ouro", afirma o geólogo Roberto Perez Xavier, da Universidade Estadual de Campinas (Unicamp). Na Terra, formada há 4,5 bilhões de anos, o ouro apareceu na forma de átomos alojados na estrutura de outros minerais. Mas a quantidade é muito pequena. Para se ter uma idéia, na crosta terreste - a camada mais superficial do planeta - em cada bilhão de átomos, apenas cinco são de ouro. As jazidas apareceram milhões de anos atrás, criadas pela ação de processos geológicos que modificaram a cara da superfície terrestre, como vulcões e erosões.

O resultado é que o ouro hoje pode ser encontrado e extraído tanto de minas subterrâneas - a até 1,5 quilômetro de profundidade - quanto de minas e garimpos a céu aberto - onde o metal é retirado a apenas 50 metros da superfície - ou mesmo do leito de um rio. Quando uma rocha contendo ouro é encontrada, ela precisa ser tratada quimicamente para que o mineral se separe de outros elementos. "Nas jazidas, a concentração de ouro é de apenas alguns gramas por tonelada extraída", afirma Roberto. Não é à toa que a produção mundial é pequena: cerca de 2 500 toneladas por ano. Para encontrar novos depósitos de ouro, os geólogos precisam de um arsenal de informação. "Primeiro, imagens de satélite apontam, no terreno, ou falhas geológicas ou a presença de certos minerais e rochas que indicam a ocorrência de uma jazida. Depois, é preciso fazer um mapeamento geológico da região, com coleta de amostras de rochas, solo e sedimentos para analisar as áreas que podem ter o metal. Se houver alguma certeza, é hora de furar o terreno. Aí, uma boa dose de sorte também ajuda", diz Roberto.

Terremotos produzem veios de ouro Mudanças de pressão provocam a deposição do metal

MuseumWales/Flickr

Veios de ouro podem se depositar quando a água de alta pressão em que ficam dissolvidos repentinamente se vaporiza durante um terremoto.

Novo estudo descobre que mudanças de pressão fazem o precioso metal se depositar sempre que a crosta se move. A ideia sugere que sensores remotos poderiam ser usados para encontrar novos depósitos em rochas onde estruturas do tipo jog são comuns

Por Richard A. Lovett e revista Nature

Há muito tempo cientistas sabem que veios de ouro são formados pelo depósito de minerais de fluídos quentes que passam por fendas no fundo da crosta terrestre. Mas um estudo publicado em 17 de março naNature Geoscience descobriu que o processo pode ocorrer quase instantaneamente – possivelmente em alguns décimos de segundo.

O processo acontece em falhas do tipo ‘jog’ – fendas laterais em zigue-zague que conectam as principais linhas de falha de uma rocha, de acordo com o primeiro autor Dion Weatherley, sismólogo da University of Queensland em Brisbane, na Austrália.

Quando ocorre um terremoto, as laterais das principais linhas de falha deslizam na direção da falha, o que provoca o atrito de umas contra a outras. Mas as falhas do tipo jog simplesmente se abrem. Weatherley e seu coautor, o geoquímico Richard Henley da Australian National University em Canberra, se perguntou o que acontece aos fluídos que circulam por essas falhas no momento de um terremoto.

O que seus cálculos revelaram foi impressionante: uma rápida despressurização faz as condições de alta pressão no fundo da Terra caírem para pressões próximas das que temos na superfície.

Por exemplo, um terremoto de magnitude 4, auma profundidade de 11 quilômetrosfaria a pressão em uma falha jog que se abrisse repentinamente cair de 290 megapascais (MPa) para 0,2 MPa. (Em comparação, a pressão do ar ao nível do mar é de 0,1 MPa). “Então estamos olhando para uma redução de mil vezes na pressão”, observa Weatherley.

Fogo de palha

Quando uma água carregada de minerais a aproximadamente 390°C é submetida a esse tipo de queda de pressão, explica Weatherley, o líquido rapidamente vaporiza e os minerais na água, agora supersaturada, se cristalizam instantaneamente – um processo que engenheiros chamam de vaporização instantânea ou deposição instantânea. O efeito, de acordo com ele, “é suficientemente grande para o quartzo e qualquer um de seus minerais e metais associados saírem da solução”.

Por fim, mais fluído escorre das rochas adjacentes e permeia a falha, restaurando a pressão inicial. Mas isso não ocorre imediatamente, e nesse ínterim um único terremoto pode produzir um veio instantâneo de ouro (ainda que pequeno).

Grandes terremotos produzem quedas de pressão maiores, mas para a formação de veios de ouro, isso parece ser demais. Mais interessante ainda é que mesmo terremotos pequenos produzem quedas surpreendentemente grandes de pressão ao longo de falhas jog, de acordo com Weatherley e Henley.

“Fomos até a magnitude -2 – um terremoto tão pequeno que envolve uma movimentação de apenas 130 micrômetros ao longo de meros90 centímetrosda zona de falha. E ainda há uma queda de pressão de 50%”, aponta Weatherley.

Isso pode ser uma das razões de rochas em depósitos de ouro-quartzo frequentemente ficarem marcadas com uma teia de pequenos veios de ouro. Pode haver de milhares a centena de milhares de pequenos terremotos por ano em um único sistema de falhas, explica ele. Durante centenas de milhares de anos, existe o potencial de precipitar grandes quantidades de ouro. De grão em grão...

Weatherley declara que prospectores podem ser capazes de usar técnicas de sensoriamento remoto para encontrar novos depósitos de ouro em rochas enterradas profundamente nas regiões em que falhas jog são comuns. “Sistemas de falhas com vários jogs podem ter ouro distribuído”, explica ele.

Mas Taka’aki Taira, sismólogo da University of California, Berkeley, acredita que a descoberta pode ter ainda mais valor científico. Além de mostrar como depósitos de quartzo podem se formar em falhas jog, o estudo revela como a pressão de fluído nos jogs recua a seu nível original – algo que poderia afetar a amplitude de movimentação do  solo após o terremoto inicial.

“Até onde eu sei, ainda não incorporamos variações na pressão de fluídos em estimativas de tremores secundários”, observa Taira. “Integrar isso poderia melhorar a previsão de terremotos”. 

Vargem-1 kimberlite: bulk-sample confirms the diamond mineralization

Kimberlito vargem-1 (Coromandel, MG): bulk sample confirma mineralização diamantífera

Vargem-1 kimberlite: bulk-sample confirms the diamond mineralization

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RESUMO

O kimberlito Vargem-1, a sudeste de Coromandel (MG), ocorre sob o leito e margens do Rio Santo Inácio, o qual possui depósitos aluvionares lavrados desde longa data. Entretanto, a presença de diamantes na intrusão foi sempre questionada, pois teria uma química mineral desfavorável à mineralização. Agora, amostragem de grande volume, em execução por firma mineradora, revelou a presença de diamantes, com pesos inferiores a 1 ct, em um dos poços pesquisados. Esse fato "abre" nova perspectiva exploratória em dezenas de intrusões já identificadas em tal região.

Palavras-chave: Kimberlito Vargem-1, Coromandel, diamante.

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ABSTRACT

The kimberlite Vargem-1, southeast of Coromandel (MG), occurs under the bed and banks of the Santo Inácio River, which has alluvial deposits mined for many years. However, the presence of diamonds in the intrusion was always questioned, which would have an adverse mineral chemistry to diamond mineralization. Now, bulk sampling running for a mining company, revealed the presence of diamonds, weighing less than 1 ct in one of the pits. This fact "opens" new exploratory perspective in dozens of intrusions already identified in such region.

Keywords: Vargem-1 Kimberlite, Coromandel town, diamond.

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1. Introdução

O kimberlito Vargem-1 reveste-se de maior importância por constituir o primeiro corpo desse tipo inequivocamente identificado em Minas Gerais (1969), por meio de análises químicas de minerais separados do seu solo de alteração (Svisero et al., 1977). Uma parte da intrusão aflora sob o aluvião rico em diamantes do rio Santo Inácio, afluente do rio Paranaíba, a sudeste de Coromandel (Figura 1-A). Como os cascalhos desse rio são mineralizados a teores compensatórios, com o encontro periódico de grandes diamantes, permaneceu sempre a dúvida se o kimberlito seria ou não diamantífero e, logo, um dos responsáveis pelo espalhamento da mineralização no meio secundário, embora as empresas que antes o pesquisaram tivessem-no considerado estéril. Agora, amostragem bulk revelou o contrário.

2. O kimberlito Vargem-1

A intrusão, datada em 80,3 Ma, compõe um cluster com, pelo menos, outros dois ou três corpos próximos (Svisero et al., 1986, 2005). Para esses autores, sua forma superficial, com cerca de 1,8 ha, é triangular e voltada para sul, hospedando-se em siltitos do Grupo Bambuí, onde, no contato dessa encaixante, desenvolvem-se, localmente, grandes blocos, quase maciços, de silexito. Nas cavas de pesquisa, abertas no yellowground do corpo, observam-se, em meio à massa argilosa, restos de minerais originais, em "manchas" serpentinizadas, consideradas por Svisero et al. (1986) como resultantes da alteração de antigos megacristais de olivina forsterita.

No presente (Figura 1-B), seis poços de pesquisa estão sendo abertos pela GAR Mineração, cada um com cerca de 100 m³ cada, atravessando o corpo longitudinalmente. O material aluvionar foi previamente removido, juntamente com o topo mais alterado do corpo, para se evitar possível contaminação. A bulk sample pretende amostrar próximo de 2.000 toneladas de material rochoso, suficientes para definir teores e reservas do corpo. Os diamantes recuperados têm peso inferior a 1 ct.

3. Química dos principais minerais indicadores

Estudos mineralógicos prévios são devidos a Svisero et al. (1977) e Esperança et al. (1995), a partir de material rochoso alterado da borda da intrusão. Os piropos, analisados com microssonda eletrônica, foram classificados como do tipo G-9, de pouca representatividade em intrusões férteis na África do Sul e Rússia (Figura 1-C). Agora, separou-se do material recuperado, em uma das cavas de bulk sample (a que produziu diamantes), grande quantidade de minerais pesados para novos estudos. As análises em granadas confirmaram os dados anteriores que indicam larga predominância de piropos G5 e G9 sobre os G10 (conforme classificação e limites de Grütter et al., 2004), os quais caracterizam corpos de alto potencial diamantífero. Estudos sobre outros indicadores encontram-se em andamento.

4. Conclusão

A constatação de que o kimberlito Vargem-1 é diamantífero, mesmo que os teores encontrados resultem em antieconômicos, permite comprovar que não apenas esse, mas, inclusive, a maioria dos corpos da região foram pesquisados insuficientemente.deve ter uma grande quantidade de diamantes , falta garimpar. Isto já havia sido demonstrado no caso do kimberlito Canastra -1, pesquisado preliminarmente em 1974, mas somente com uma nova campanha exploratória, em 1991, foram identificados teores economicamente viáveis (Chaves et al., 2008). Tal fato "abre" a perspectiva de exploração de dezenas de outras intrusões de natureza semelhante na região.

The close association of topaz with cassiterite

The Massangana granitic complex, located in the central region of the State of Rondônia, State, southwestern of the Amazon craton, Brazil, is an important example of the Rondônia Tin Province. The complex represents a batholitic body with conspiscuous ring structures related to successive intrusion events hosting Sn, W, Nb, Ta, topaz and beryl mineralizations associated to pegmatite. In this paper we determine the chemical composition and the minimal conditions of capture of the fluids in topaz from the Massangana granitic complex. The blue topaz has gemological quality and presents five groups of H₂O-NaCl fluid inclusions, with salinity between 3,4 to 11,7% weight % NaCl equivalent, density about 0,75g/cm³and homogenization temperature between 320 to 350ºC. The close association of topaz with cassiterite, wolframite and columbite-tantalite in pegmatites suggests the same minimal homogenization temperature for the crystallization of the mentroned metalic minerals. The pegmatitic bodies in the Massangana Complex are associated with the last magmatic phases and their probable emplacement depth is less than 3 km corresponding to an estimated pressure between 1 to 1,5 kbar.

Keywords : Massangana granitic complex; gemological topaz; fluid inclusions; Roraima.

Inclusões fluidas em topázio do Complexo Granítico Estanífero de Massangana (RO)

Inclusões fluidas em topázio do Complexo Granítico Estanífero de Massangana (RO)

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RESUMO

O complexo granítico de Massangana, localizado na região central de Rondônia, sudoeste do Cráton Amazônico, Brasil, é um importante exemplo da Província Estanífera de Rondônia. Esse complexo possui dimensões batolíticas, marcantes estruturas anelares relacionadas às sucessivas fases magmáticas e hospeda mineralizações de Sn, W, Nb, Ta, topázio e berilo associadas a pegmatitos. Esse trabalho apresenta a composição química e as condições mínimas de aprisionamento dos fluidos nos cristais de topázio encontrados no complexo granítico estanífero de Massangana. O topázio, de cor azul, apresenta qualidade gemológica e possui cinco grupos de inclusões fluidas de natureza H₂O-NaCl, cuja salinidade equivalente varia de 3,4 a 11,7% em peso de NaCl, densidade em torno de 0,75g/cm³ e temperatura de homogeneização total (Th) entre 320 e 350ºC. Devido à íntima associação do topázio com cassiterita, wolframita e columbita-tantalita nos corpos pegmatíticos, admite-se que esse intervalo de Th também corresponda ao intervalo mínimo de cristalização desses outros minerais metálicos. Considerando que os pegmatitos no complexo granítico de Massangana estão associados às últimas fases magmáticas, é provável que a profundidade de posicionamento desses corpos pegmatíticos seja inferior a 3 km e a uma pressão estimada entre 1 e 1,5 kbar.

Palavras-chave: complexo granítico de Massangana, topázio gemológico, inclusões fluidas, Roraima.

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ABSTRACT

The Massangana granitic complex, located in the central region of the State of Rondônia, State, southwestern of the Amazon craton, Brazil, is an important example of the Rondônia Tin Province. The complex represents a batholitic body with conspiscuous ring structures related to successive intrusion events hosting Sn, W, Nb, Ta, topaz and beryl mineralizations associated to pegmatite. In this paper we determine the chemical composition and the minimal conditions of capture of the fluids in topaz from the Massangana granitic complex. The blue topaz has gemological quality and presents five groups of H₂O-NaCl fluid inclusions, with salinity between 3,4 to 11,7% weight % NaCl equivalent, density about 0,75g/cm³ and homogenization temperature between 320 to 350ºC. The close association of topaz with cassiterite, wolframite and columbite-tantalite in pegmatites suggests the same minimal homogenization temperature for the crystallization of the mentroned metalic minerals. The pegmatitic bodies in the Massangana Complex are associated with the last magmatic phases and their probable emplacement depth is less than 3 km corresponding to an estimated pressure between 1 to 1,5 kbar.

Keywords: Massangana granitic complex, gemological topaz, fluid inclusions, Roraima.

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1. Introdução

O complexo granítico estanífero de Massangana está localizado na região central de Rondônia, distante cerca de 220km ao sul da capital Porto Velho (Figura 1). Essa região abriga os principais depósitos de estanho da Província Estanífera de Rondônia e foi alvo de intensa atividade de mineração por cerca de 40 anos (Dall'Igna, 1996). Atualmente, devido ao baixo preço do estanho no mercado internacional, apenas poucos garimperiros atuam na área do complexo granítico de Massangana, extraindo principalmente topázio e um pouco de cassiterita ao longo de pequenos aluviões. O topázio é comercializado como gema e seu jazimento primário está associado a corpos pegmatíticos, os quais foram, em grande parte, erodidos e transportados para os aluviões.

Esse trabalho objetiva caracterizar a composição química e as condições mínimas de aprisionamento dos fluidos nos cristais de topázio encontrados no complexo granítico estanífero de Massangana. A metodologia de trabalho envolveu estudos petrográfico e microtermométrico em quatro seções polidas em ambas as faces. No estudo microtermométrico utilizou-se a platina Chaixmeca modelo 871 do Laboratório de Inclusões Fluidas do Instituto de Geociências da Universidade de Brasília (IG-UnB). O equipamento foi calibrado utilizando-se inclusões fluidas sintéticas, com precisão variando de ±1ºC para resfriamento até -100ºC e de ±5ºC para aquecimento até 350ºC, com velocidade de aquecimento de cerca de 1ºC por minuto. Duas inclusões fluidas foram ainda submetidas à análise por espectroscopia micro-Raman no Instituto de Física da Universidade Federal de Minas Gerais.

2. Contexto geológico

O complexo granítico de Massangana é um dos principais representantes dos chamados Granitos Jovens de Rondônia (Kloosterman, 1967 e 1968). Possui dimensões batolíticas e se destaca nas imagens de satélite e fotografias aéreas pelo seu formato elíptico e alongado na direção ESE-WNW, contendo estruturas anelares relacionadas às sucessivas fases magmáticas que constituem a história evolutiva desse batólito (Kloosterman, 1967 e 1968; Warghorn, 1974; Isotta et al., 1978). Romanini (1982) caracterizou quatro fases magmáticas, denominando-as de Massangana, Bom Jardim, São Domingos e Taboca (Figura 1). A fase Massangana é a principal e mais antiga, com idade U-Pb em zircão de 991±14Ma (Bettencourt et al., 1999), sendo constituída por um biotita granito cálcio-alcalino a alcalino, de cor rosa-claro, com textura porfirítica média a grossa e contendo megacristais de feldspato potássico. As fases Bom Jardim e São Domingos são intrusivas na fase Massangana, apresentam idade Rb-Sr em rocha total da ordem de 956±9Ma, com razão inicial 87Sr/86Sr de 0,7104±0,0056 (Priem et al., 1989), sendo representadas por dois stocks de biotita granito de composição alcalina, exibindo cor rosa-claro, textura inequigranular fina a média e contendo xenólitos de diferentes tipos de rochas. A fase Taboca é considerada mais jovem, pois é intrusiva na fase Bom Jardim e é representada por apófises sieníticos a quartzo-sieníticas, com textura inequigranular fina a média, também contendo xenólitas das rochas encaixantes.

Os depósitos de estanho no complexo granítico Massangana estão relacionados às fases Bom Jardim e São Domingos, com a cassiterita associada a veios de quartzo, greisens e corpos pegmatíticos, normalmente contendo wolframita, berilo, topázio e columbita-tantalita (Romanini, 1982; Bettencourt & Dall'Agnol, 1995; Bettencourt et al., 1997). Os cristais de topázio comercializados como gemas ocorrem nas zonas intermediária e central dos corpos pegmatíticos heterogêneos, normalmente associados a berilo, cassiterita, wolframita e columbita-tantalita. Esses cristais de topázio são euédricos, de hábito prismático com terminações piramidais, com tamanho entre 3 e 12cm, são pouco fraturados, transparentes a translúcidos e apresentam cor variando de azul, amarelo a incolor.

3. Inclusões fluidas

O estudo de inclusões fluidas foi realizado em cristais de topázio azul, devido ao seu maior interesse comercial como uso gemológico (Figura 2A) e por apresentar um número mais representativo de grupos de inclusões fluidas (Figura 2B a 2F).

 
 

A observação petrográfica à temperatura ambiente (±25ºC), com base na morfologia, número e volume de fases envolvidas no sistema fluido, permitiu identificar cinco grupos de inclusões fluidas de natureza aquosa, sendo quatro grupos com características de inclusões fluidas primárias e um grupo com característica de inclusões fluidas pseudo-secundárias. Os grupos de inclusões fluidas primárias (L₁, L₂, S₁ e S₂) ocorrem, normalmente, nas partes mais centrais dos cristais de topázio, distribuídos em grupos e/ou alinhados ao longo de planos de crescimento do cristal, enquanto que as inclusões fluidas pseudo-secundárias (L₃) tendem a ocorrer nas bordas dos cristais, distribuídas de modo aleatório.

O grupo L₁ é do tipo bifásico, pois apresenta uma fase líquida e uma fase gasosa, exibe formato em bastonete com tamanho entre 20 e 40µm, é transparente a levemente rosada, com contornos finos e o volume da fase gasosa (Vg) em relação à fase líquida variando de 40 a 50% (Figura 2B). Ocasionalmente, contém uma fase sólida de cor preta, hábito granular e tamanho inferior a 1µm, a qual é interpretada como provável agregado mineral capturado durante a formação da cápsula hospedeira de fluidos e gases.

O grupo L₂ é do tipo bifásico e é o mais freqüente. Apresenta formato elíptico a levemente prismático, ocasionalmente como cristal negativo, seu tamanho varia de 2 a 8µm, é transparente a translúcido, com contornos mais grossos e bem definidos, e Vg variando de 40 a 50% (Figura 2C).

O grupo S₁ é raro, apresenta a mesma morfologia e Vg das inclusões fluidas do grupo L₁, porém é constituído de inclusões fluidas trifásicas, pois apresentam uma terceira fase representada por um sólido de saturação incolor, de hábito cúbico e isótropo, interpretado como um sal do tipo halita, o qual ocupa um volume (Vs) em torno de 3% da inclusão fluida (Figura 2D).

O grupo S₂ é do tipo trifásico e é o mais raro, apresenta formato elíptico a levemente prismático, tamanho entre 4 e 8µm, um Vg entre 50 e 60% e uma fase sólida de saturação com Vs inferior a 3% (Figura 2E).

O grupo L₃ é constituído por inclusões fluidas bifásicas e é pouco freqüente. São consideradas como inclusões fluidas pseudo-secundárias por exibir formato irregular e tamanho variando de 40 a 90µm. Essas inclusões fluidas são transparentes, com contornos finos e Vg entre 20 e 30% (Figura 2F).

A observação microtermométrica permitiu caracterizar esse sistema fluido como do tipo H₂O-NaCl, o que foi comprovado por meio da espectroscopia micro-Raman (Figuras 3A e 3B). Durante o resfriamento das inclusões fluidas (até -120ºC), o sistema fluido apresenta um intervalo de congelamento total entre -70 e -80ºC. Já durante o processo de aquecimento (até +360ºC), esse sistema fluido apresenta a primeira mudança de fase entre -24,2º e -18,6ºC, correspondente à temperatura do eutético (Te), a qual é uma medida pouco precisa e muitas vezes de difícil observação. Segundo Shepherd et al. (1985), o intervalo de temperatura do eutético para o sistema fluido H₂O-NaCl varia de -21,2º a -20,8ºC. A segunda mudança de fase, correspondente à temperatura de fusão do gelo (Tfg), ocorre no intervalo de -8º a -2ºC (Figura 3C), sendo que para as inclusões fluidas L₃ a Tfg = -3,8º a -2ºC, para L₁ a Tfg = -6,8 a -3,6ºC e para L₂ a Tfg = -8 a -5,3ºC . A temperatura de homogeneização total (Th) nas inclusões fluidas L_1, L₂ e L₃ ocorre para a fase líquida no intervalo de 320 a 350ºC, porém com maior freqüência entre 330 e 340º C (Figura 3D). Nos casos das inclusões fluidas contendo sólidos de saturação (S₁ e S₂), a fase sólida apresenta temperatura de dissolução (Tds) logo após a temperatura de homogeneização das fases líquida-gasosa (L+G=L), ou seja, no intervalo entre 345 a 350ºC (Figura 3D).

A salinidade do sistema H₂O-NaCl, para as inclusões fluidas bifásicas (L_1, L₂ e L₃), foi calculada com base na temperatura de fusão do gelo (Tfg), aplicando-se a equação proposta por Bodnar (1993), onde se obteve um intervalo de salinidade equivalente de 3,4 a 11,7% em peso de NaCl, distribuído no seguinte modo: inclusões fluidas L₃ entre 3,4 e 6,1%, L₁ entre 6 a 10,2% e L₂ entre 8,3 e 11,7% em peso de NaCl equivalente. Para as raras inclusões fluidas trifásicas (S₁ e S₂), a salinidade foi calculada com base na temperatura de dissolução da fase sólida (Tds), aplicando-se a equação proposta por Sterner et al. (1988), onde se obteve uma salinidade equivalente entre 42 e 42,5% em peso de NaCl. A densidade das inclusões fluidas mais comuns (L₁ e L₂), estimada com base no diagrama que relaciona salinidade por temperatura de homogeneização total (Shepherd et al. 1985), apresenta um valor entre 0,65 e 0,75 g/cm³.

4. Considerações finais

Em geral, nos corpos graníticos portadores de pegmatitos com mineralizações de Sn, W, Nb, e Ta e gemas, os sistemas fluidos são aquosos a aquo-carbônicos, apresentam baixa a moderada salinidade, baixa densidade e temperatura mínima de aprisionamento entre 350 e 500ºC (Campbell & Panter, 1990; Linnen & Williams-Jones, 1994; Lu & Lottermoser, 1997). Estudos de inclusões fluidas em quartzo, topázio, fluorita e cassiterita nos sistemas de veios e greisens de outros depósitos de Sn e W na região central de Rondônia demonstram que a temperatura mínima de aprisionamento desses fluidos varia de 270 a 420ºC (Souza & Botelho, 2002; Leite Júnior, 2002).

No complexo granítico estanífero de Massangana, o sistema fluido no topázio, com características gemológicas, é de natureza essencialmente aquosa (H₂O-NaCl). Entretanto esse sistema apresenta salinidade variando de baixa a alta, ou seja, nas inclusões fluidas bifásicas (L₁, L₂ e L₃) a salinidade equivalente varia de 3,4 a 11,7% em peso de NaCl, enquanto que nas raras inclusões fluidas trifásicas (S₁ e S₂) a salinidade equivalente varia de 42 a 42,5% em peso de NaCl. Essa variação no valor da salinidade é indicativa da provável mistura de fluidos de diferentes naturezas (por exemplo, magmático e meteórico) durante a ascensão do sistema fluido associado às fases Bom Jardim e São Domingos, modificando desse modo a salinidade dos fluidos mais primordiais, provavelmente representados pelas inclusões fluidas S₁ e S₂. Entretanto o modo de distribuição dos grupos de inclusões fluidas no interior dos cristais de topázio sugere uma variação nos valores de salinidade, de temperatura de homogeneização (Th) e de cronologia das inclusões fluidas, reflexo dos estágios progressivos de crescimento dos cristais. Nesse sentido, os primeiros grupos de inclusões fluidas formados apresentam os maiores valores de salinidade e Th (L₁, L₂, S₁ e S₂) e ocupam as partes mais centrais dos cristais, ao contrário do grupo de inclusões fluidas pseudo-secundário (L₃) consideradas mais jovens e apresentando valores mais baixos de salinidade e Th. Todavia, o contraste entre os valores de Th para os grupos de inclusões fluidas primárias e pseudo-secundárias não é tão marcante, o que sugere que a temperatura no interior dos corpos pegmatíticos permaneceu elevada por um considerável período de tempo.

Com base nos critérios propostos por Van den Kerkhof e Hein (2001), esse sistema fluido apresenta característica de aprisionamento homogêneo, pois seu volume Vg varia muito pouco, tanto nas inclusões fluidas primárias, como nas pseudo-secundárias, o que demonstra também baixa variação na densidade desse fluido. Logo, a temperatura de homogeneização total aqui apresentada (Tht = 320 e 350ºC) pode ser considerada como a temperatura mínima de aprisionamento desse fluido. Devido à íntima associação nos corpos pegmatíticos do topázio com cassiterita, wolframita e columbita-tantalita, admite-se que o intervalo de temperatura entre 320 e 350ºC também corresponderia ao intervalo mínimo de cristalização desses outros minerais metálicos. Assim, é provável que o principal intervalo mínimo de temperatura de precipitação da cassiterita nos depósitos de estanho de Rondônia oscile na faixa de 300 a 400ºC.

Os complexos graníticos com estruturas anelares são, normalmente, alojados em níveis crustais rasos e ao longo de falhamentos transcrustais (Johson et al., 2002). Segundo Okida (2001), os Granitos Jovens de Rondônia foram alojados em estruturas de alívio ao longo de linhas de fraquezas crustais, através da atuação de movimentos progressivos transpressivos-transtensivos. Considerando que os corpos pegmatíticos portadores de minerais de Sn, W, Nb, e Ta e gemas no complexo granítico estanífero de Massangana estão associados às últimas fases magmáticas (Bom Jardim e São Domingos), é provável que a profundidade de posicionamento desses corpos seja inferior a 3 km e a uma pressão estimada na ordem de 1 a 1,5kbar.

5. Agradecimentos

À Companhia de Pesquisa e Recursos Minerais (CPRM-RO), através dos geólogos Rommel da Silva Sousa, Marcos Quadros, Jânio Leite de Amorim (in memorian) e Antônio Vieira, pelo apoio e discussões durante as atividades de campo. Ao Prof. Dr. Kazuo Fuzikawa (Laboratório de Inclusões Fluidas do CDTN-CNEN) pelo apoio e discussões durantes as análises de micro-Raman.