A JAZIDA DE CRIOLITA DA MINA PITINGA (AMAZONAS) - ADIMB

A Jazida de Criolita da Mina Pitinga (Amazonas)
e ETRL>ETRP. Como esperado, as amostras de fluorita
magmática seguem o padrão do albita granito. Já criolita
apresenta comportamento diferente. Criolita magmática
apresenta enriquecimento relativo em ETR muito mais
acentuado (ETR/Y de 3,6 e 6,4) que fluorita (ETR/Y~1,2).
Por outro lado, a relação ETRP>ETRL da criolita
magmática (ETRL/ETRP de 0,22 e 0,25) é contrária à
relação da rocha. Estes dois aspectos devem ser reflexo
de substituição fortemente preferencial de Na pelos ETR
com raios iônicos menores (Y tem comportamento semelhante
aos ETRP), um efeito que é bem menos acentuado
na fluorita.
Criolita maciça apresenta a relação ETRL>ETRP. O
enriquecimento em ETRL parece contínuo, tendo iniciado
já na criolita disseminada hidrotermal (ETRL/ETRP de
0,38 a 0,59), e prosseguindo sem descontinuidade até a
criolita branca (ETRL/ETRP de 3,13 e 13,59). Não sendo
estes os ETR preferencialmente incorporados à criolita,
a evolução no mineral é atribuída à evolução da solução
cada vez mais empobrecida em ETRP pela sua extração
pela cristalização sucessiva de minerais. Ao final deste
processo, formou-se a criolita mais tardia, cuja cor branca
(a incolor) deve-se presumivelmente ao seu baixíssimo
conteúdo de ETRtotal. Estes são menores que os de
fluorita branca a incolor dos estágios mais tardios de
deposição nos filões de fluorita de Santa Catarina (ETR total
em torno de 15ppm), depositada por soluções de baixíssima
salinidade (1 a 2 % eq. NaCl) a temperaturas na faixa de
100ºC a 140ºC (Bastos Neto et al. 1991). No mesmo
contexto, pode enquadrar-se o empobrecimento gradual
de Y observado em criolita disseminada hidrotermal até a
criolita branca.
A diferença sistemática na anomalia em Eu em criolita
disseminada para maciça pode ser ligada à variação nas
condições de oxi-redução. No caso de fluorita, a anomalia
de Eu é inversamente correlacionada à razão Eu 2+ /Eu total
do mineral medida por RPE (Meary et al. 1985), a qual
depende da razão Eu 2+ /Eu 3+ na solução; esta razão, para
valor fixo de pH, depende de fO 2
(Sverjensky 1984). O
cátion Eu 3+ , de raio iônico menor que o de Eu 2+ , é
incorporado preferencialmente em substituição a Ca.
Assim, a diminuição da razão Eu 2+ /Eu 3+ na solução diminui
a intensidade da anomalia negativa em Eu. No caso de
criolita, verificou-se a substituição preferencial de Na
pelos ETR de raios iônicos menores. Conseqüentemente,
a relação entre variação na razão Eu 2+ /Eu 3+ na solução e
a anomalia no mineral é, muito provavelmente, a mesma
observada em fluorita. Deduz-se, portanto, que as 3
gerações de criolita maciça formaram-se em ambiente
mais oxidante do que criolita magmática e que criolita
disseminada hidrotermal. Configura-se, assim, a formação
de criolita disseminada hidrotermal por fluidos residuais
de origem magmática, em condições de oxi-redução ainda
semelhantes às do ambiente magmático, enquanto o início
da formação do DCM estaria relacionado a uma abertura
do sistema e ao aporte de soluções mais oxidantes,
possivelmente por reativação de fraturas e conseqüente
ativação de sistema hidrotermal.
As concentrações de Y em fluorita disseminada, claramente
agrupadas em 3 faixas de valores, permitem supor
a existência de 3 gerações deste mineral. Amplo estudo
realizado por Fayziyev (1990 in Chang et al. 1996)
mostra que os maiores valores de Y em fluorita são encontrados
nas ocorrências associadas a pegmatitos (média
de 749 ppm e valor máximo de 2.884 ppm). O mesmo
estudo mostra que fluorita magmática possui concentrações
bem menores e as hidrotermais ainda menores que
estas últimas. Considerando a formação do albita granito
a partir de magma com composição de pegmatito (Costi
2000), as concentrações de Y da ordem de 1.200 ppm em
amostras de fluorita disseminada parecem compatíveis
com sua formação em ambiente magmático. As 3 amostras
com concentrações na faixa de 200 ppm enquadrarse-iam
em estágio hidrotermal. A amostra com 34 ppm
de Y, coletada em veio tardio, representa com segurança
o estágio final do hidrotermalismo. Comparativamente, a
criolita dos mesmos ambientes apresenta concentrações
bem menores: Y~200 ppm em criolita magmática e Y~20
ppm em criolita hidrotermal disseminada.
A existência de fluorita magmática no AGB de borda
faz supor que, antes do autometassomatismo que transformou
parte do AGN em AGB (Costi 2000), já existia
uma zonação, pelo menos no que tange aos minerais de
minério de F mais precoces (estágio magmático): criolita
no AGN e fluorita no AGB. A fluorita em vênula na
subfácies AGB tem padrão ETR semelhante ao de criolita
maciça nucleada e ao de criolita disseminada pobre em
ETR total
, contrastando com a alta concentração de ETR total
da fluorita disseminada. Esta evidência reflete o empobrecimento
em ETR total
no fluido do qual se cristalizou a
fluorita mais tardia, à semelhança do que ocorreu com
criolita.
VI. INCLUSÕES FLUIDAS (IF)
Para investigar variações verticais nas condições de
formação do DCM foram coletadas amostras da criolita
predominante, a caramelo, desde a Zona Criolítica Zero
até a base da ZCB. Adicionalmente, foram coletadas
amostras de criolita nucleada e branca. Em virtude do
estudo das IF de criolita ser dificultado por algumas de
suas propriedades físicas, como o índice de refração e a
baixa tenacidade, outros minerais associados (quartzo e
fluorita) foram estudados para verificação dos resultados.
Também foram estudados quartzo e criolita disseminados
(paragênese hidrotermal). Na tabela 5 constam as
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