Introdução

Os sistemas isotópicos identificados pelos seus pares (U-Pb, Th-Pb, Sm-Nd, Rb-Sr, K-Ar e Re-Os) têm sido utilizados em larga escala no estudo de depósitos minerais. Esses estudos são importantes para a definição de modelos genéticos de corpos mineralizados (Gulson, 1986; Roberts, 1987; Colvine et al., 1988; Kerrich, 1989 e 1991) e têm o objetivo de definir as características de um depósito mineral permitindo desta forma o estabelecimento de modelos exploratórios (Marcoux, 1986; Barleu and McNoughton, 1988). A principal contribuição dos isótopos radiogênicos (incluindo datação e geoquímica isotópica) em temos exploratórios é a definição de períodos geológicos mais propícios a certos tipos de mineralizações e também a definição de correlações entre assinaturas isotópicas de minérios característicos de ambientes geológicos específicos (Huchnson, 1987; Tasinari e Melito, 1994).

Os estudos de isótopos radiogênicos em depósitos minerais podem potencialmente fornecer informações sobre a idade da mineralização e a (s) fonte (s) das soluções hidrotermais responsáveis pelo transporte e deposição do minério. Em adição, os dados radiogênicos têm se mostrado uma útil ferramenta na identificação de remobilizações pós-mineralização. A estimativa de idades de um depósito mineral assume aspectos complexos na medida em que é crítica a discriminação entre eventos de deposição, tectônica, magmática e hidrotermal que podem estar envolvidos com o processo de mineralização. Nesse sentido, torna-se imperativo que o uso dos métodos isotópicos seja feito de forma criteriosa em depósitos minerais com geologia bem conhecida.

A validade das idades radiométricas obtidas em um depósito mineral depende da observância das premissas comuns às datações de outros problemas geológicos. Entre essas premissas pode-se citar a permanência do mineral datado como um sistema fechado, sem adição de isótopos radioativos e radiogênicos, bem como o conhecimento das razões isotópicas iniciais e da constante de decaimento.

O estudo da assinatura isotópica das soluções hidrotermais responsáveis pela formação do depósito mineral também exige a definição de premissas. Entre elas pode-se citar: (1) As razões iniciais medidas ou calculadas correspondem a composição isotópica do sistema hidrotermal formador de depósito; (2) As assinaturas dos fluídos refletem acuradamente a composição dos reservatórios amostrados pelo sistema hidrotermal; (3) As razões isotópicas contemporâneas de todos os reservatórios possíveis são conhecidas. Em muitas circunstâncias estas premissas não podem ser avaliadas corretamente em função da dificuldade de acesso de todas as unidades geológicas ou reservatórios.

Figura 1. O objetivo da geocronologia aplicada aos estudos metalogenéticos.

Uma outra dificuldade encontrada para a determinação de assinaturas isotópicas de depósitos minerais (ou seus fluidos mineralizantes) ocorre no caso de haver zoneamento isotópico nos minerais. Este problema pode ser atacado e resolvido através do uso de lixiviação, onde diversas frações do mineral são obtidas através de ataques ácidos com concentrações cada vez mais altas. Para a determinação de idade de um depósito mineral a maior dificuldade é a correta avaliação das razões isotópicas iniciais. Pode-se utilizar 3 maneiras para se determinar as razões isotópicas iniciais em um sistema:

1 – A maneira mais usual de se obter razão isotópica inicial é através da construção da isócrona. Este diagrama (x versus y) é uma representação gráfica da equação do decaimento, correlacionando o isótopo radioativo com o radiogênico. Para a construção da isócrona pode-se utilizar diferentes minerais de uma mesma amostra para serem analisados. Se todas as fases minerais separadas forem derivadas de uma solução hidrotermal ou de um magma com a mesma composição isotópica inicial e não sofreram aberturas do sistema desde a sua cristalização, então as análises resultam em um arranjo linear. A regressão linear define uma reta cuja inclinação é proporcional a idade e cujo intercepto no eixo y corresponde ao valor da razão isotópica inicial. As idades isocrônicas e as razões isotópicas iniciais são mais precisas quando obtidas por um conjunto de amostras com uma grande variação na razão isótopo radiativo/isótopo radiogênico.

2 – Pode-se obter a razão isotópica inicial pela análise de um mineral destituído de qualquer quantidade significativa do isótopo radiogênico. Desta forma, os valores dos isótopos radiogênicos não terão mudado desde a cristalização ou deposição do mineral. Por exemplo actinolita, schelita, turmalina e estronsionita apresentam “Sr comum” pela sua baixa razão Rb/Sr. Da mesma forma a galena e a pirita apresentam apenas “Pb comum” (baixa razão U/Pb e Th/Pb) e o osmeridio e a laurita apresentam apenas “Os comum” (baixa razão Re/Os).3 – A utilização de um mineral extremamente enriquecido de isótopo radioativo permite o cálculo da idade sem a interferência da quantidade de isótopos radiogênicos iniciais. Em muitos casos há uma pequena quantidade de isótopos radiogênicos iniciais e uma simples estimativa de suas composições isotópicas serão suficientes para fornecer uma idade precisa para a amostra. Infelizmente apenas o método U-Pb em zircão resulta em idades a partir de amostras onde o Pb é extremamente radiogênico.

Figura 2. Quadro mostrando a seqüência de procedimentos para a obtenção de lixiviados de sulfetos para análise por espectrometria de massa. No exemplo o método é o Rb-Sr.

Em geral, existe uma hierarquia de resistência de abertura do sistema isotópico como resultado do aumento das condições de pressão e temperatura (e adição de água). O sistema isotópico que se mostrou mais resistente à abertura do sistema é o Sm-Nd uma vez que muitos estudos têm mostrado a manutenção das razões isotópicas mesmo em metamorfismo de facies anfibolito. Rb-Sr e K-Ar são mais sujeitos a distúrbios ou comportamento como sistema aberto principalmente por sua maior solubilidade e/ou volatilidade. Estes sistemas isotópicos demonstram serem afetados pelo metamorfismo na facies da zeólita ou mesmo na fácies xisto-verde. Os métodos U-Pb e Sm-Nd são mais aplicados em casos onde ocorreu processos metamórficos de médio a alto grau (fácies anfibolito e granulito). A quantidade de fluído disponível é um importante fator na abertura dos sistemas isotópicos, de forma que quanto maior a quantidade de fluídos, maior a susceptibilidade dos elementos de interesse se mobilizarem e se comportarem como sistema isotópico aberto.

Tendo em mente que os minerais de minério ocorrem durante a migração de fluídos no decorrer de milhares de anos, parece possível que os fluidos percolem diferentes rochas com diferentes composições isotópicas. Em adição, estes fluídos podem fornecer material de forma intermitente para a deposição das fases minerais formadoras do minério e da ganga. Estas variações geodinâminas na formação de um depósito mineral podem resultar em variações da composição isotópica em escala do depósito como em escala de grão mineral. Para resolver estas variações da composição isotópica em uma amostra pode-se optar pelo procedimento de lixiviação, onde ataques ácidos seqüenciais dissolvem a amostra e removem de forma seletiva os deferentes reservatórios isotópicos existentes no interior de um grão mineral. Os lixiviados são analisados separadamente e as composições isotópicas podem fornecer dados sobre o zoneamento isotópico resultado da variação temporal da composição isotópica da solução hidrotermal, resultado da amostragem, pelo fluído, de diversos reservatórios isotópicos. Se a razão isotópica inicial for homogênea, resultado da amostragem de um único reservatório, os dados obtidos por lixiviação podem ser utilizados para a construção de diagramas isocrônicos nos métodos Sm-Nd, Re-Os, Rb-Sr e Pb-Pb.

Figura 3.A modelagem conceitual de depósitos minerais leva em conta a definição de aspectos como a natueza, idade, tempo de formação, tipo de fluído, temperatura e taxa de erosão.

Determinação de idades de mineralização

A determinação da idade de um depósito mineral apresenta maior chance de sucesso se não houver significativo distúrbio ou abertura do sistema isotópico por alterações pós-cristalização ou pós-deposição ou mesmo evento metamórfico posterior. Existem muitos exemplos de estudos isotópicos em depósitos minerais onde os sistemas apresentavam distúrbios (Rb-Sr, Re-Os, U-Pb), apesar de que às vezes informações úteis sobre a idade da abertura do sistema isotópico é fator importante na modelagem de depósitos minerais. O sistema Sm-Nd, por sua vez tende a não apresentar distúrbios durante processos metamórficos e pode ser urilizado para se obter idades de mineralizações em terrenos policíclicos (Haminton et al., 1979).

É importante destacar que a compreensão da geologia do depósito é fundamental para a definição e escolha de como datá-lo. Os estudos petrográficos e geoquímicos devem ser suficientes para evidenciar a existência de uma ou mais soluções hidrotermais em um ou mais eventos de mineralização. Essas informações contribuem para escolha mais acertada dos minerais de minério, da ganga, de rochas encaixantes sin-genéticas e rochas dos possíveis reservatórios a partir dos quais a mineralização se originou.

Figura 4. O tempo de formação de um depósito mineral é um aspecto importante na definição do modelo conceitual.

Figura 5. A geologia isotópica pode determinar a idade de um depósito mineral através da aplicação dos métodos geocronológicos. Em adição, a geologia isotópica pode definir os parâmetros petrogenéticos da(s) fonte(s) do minério.

Datação de minerais de minério

A maioria dos minerais de minério não apresenta características para serem utilizados para datação. Esses minerais não apresentam as qualidades esperadas de um geocronômetro como retentividade, alta concentração do isótopo radioativo e baixa concentração do isótopo radiogênico. Esses minerais de minério normalmente são sulfetos, teluretos e ligas metálicas, como por exemplo ouro, prata, galena, esfalerita, calcopeíta, pirita, bornita e schelita. Por sua vez, os minerais esfalerita e schelita têm apresentado bons resultados pelos métodos Rb-Sr e Sm-Nd (Bell et al., 1989; Angelin, 1990; Branon et al., 1992; Christensen et al., 1995)

Os minerais ricos em Pb (galena, esfalerita e pirita) são utilizados para produzir idades modelo de Pb. Esta idade é uma estimativa feita comparando assinatura isotópica de Pb do mineral de minério (preferencialmente a galena) com curvas de evolução isotópica de Pb conforme os modelos de Hommes-Hutermans, 1946 (um estágio), Stacey & Krammers, 1975 (dois estágios) e Doe & Zartman, 1979 (plumbutectônica). Em alguns casos a idade modelo de Pb não apresenta coerência com a idade do depósito mineral e com a evolução geológica da região onde se localiza o depósito. Desta forma a idade modelo de Pb deve ser usada de forma criteriosa principalmente através da aplicação de outros métodos de datação.

Os minerais de minério também podem ser datados através de isócronas. Os métodos aplicáveis são Rb-Sr, Sm-Nd e Re-Os. Novamente para a construção do diagrama isocrônico necessita-se analisar amostras que apresentem variados valores de isótopo radioativo/isótopo radiogênico. Em adição, as amostras devem ser derivadas de uma solução hidrotermal isotopicamente homogênea e não apresentar distúrbios isotópicos posteriores ao processo de deposição ou cristalização. Exemplos da aplicação do diagrama isocrônico para datação de depósitos minerais é a aplicação de esfalerita e pirita pelo método Rb-Sr, schelita e fluorita pelo método Sm-Nd, sulfetos e platinóides pelo método Re-Os e calcita pelo método Pb-Pb.

Figura 6. Diagramas isocrônicos dos métodos Sm-Nd, Re-Os, Rb-Sr e Pb-Pb aplicados ao estudo de minerais de minério.

Figura 7. Diagrama de depósitos de Cu versus razão inicial ¹⁸⁷Os/¹⁸⁶Os. Os depósitos de mesma assinatura isotópica de Os apresentam tonelagens de Cu equivalentes.

Datação de minerais de ganga

As soluções hidrotermais responsáveis pelo transporte e deposição dos minerais de minério também precipitam os minerais de ganga principalmente exemplificados pela calcita, quartzo, barita, gipso, anedrita, fluorita e sericita. A datação desses minerais cogenéticos em relação aos minerais de minério pode indicar a idade da mineralização. Alguns minerais de ganga, por sua vez, são bons geocronômetros uma vez que apresentam concentrações suficientes dos isótopos radioativos em seu retículo cristalino ou como traços.

Os depósitos de minerais formados durante eventos metamórficos de médio a alto grau podem gerar minerais ricos em U que permitem a aplicação do método U-Pb (Heaman and Parrish, 1991). Exemplos desta aplicação mostram-se muito úteis como no caso de fases minerais neo-formados como o zircão, titanita e monazita. Nestes casos é utilizado o diagrama da concórdia e a idade U-Pb é obtida através do intercepto inferior ou superior (Schndl et al., 1990; Kerrich and King, 1993; Clark et al., 1993).

A calcita também tem sido utilizada como mineral de ganga para datação de depósitos minerais através do método isocrônico Th-Pb (Branon et al., 1996). A idade isocrônica nesse caso é obtida através da análise de vários grãos de calcita obtidos de uma mesma amostra ou de um mesmo corpo de minério, de forma que a razão ²³²Th/²⁰⁴Pb apresenta o espalhamento de forma a fornecer uma idade isocrônica de baixo erro.

A fluorita é um mineral de ganga com vasta utilização para datação de depósitos minerais através da aplicação do método Sm-Nd (Ronchi et al., 1993; Chesley et al., 1994). Nestas aplicações descobriu-se que as fluoritas de diferentes cores apresentam razões isótopo radioativo/isótopo radiogênico com distribuição suficiente para a construção de isócronas de boa precisão.

As idades ⁴⁰Ar-³⁹Ar em minerais ricos em K têm apresentado enorme aplicação na datação de depósitos minerais (McDougall and Harrison, 1988). Neste caso são utilizados os minerais de ganga como a serecita, biotita e o anfibólio (Halliday, 1978; Dallmeyer and Villeneuve, 1987; Hanes, 1991; Turner and Bannon, 1992). A datação desses minerais de ganga necessita de estudos petrográficos e por vezes de microscopia eletrônica para a compreensão das relações textuais entre os minerais de minério e as fases ricas em K.

Figura 8. Diagrama de idades aparentes versus Ar em mineral de ganga (sericita) em depósito de ouro tipo lode. (Modificado de Geraldes et al., 2003).

Figura 9. Fotografias de lâminas delgadas com carbonato e turmalina. O carbonato pode ser utilizado em análises Rb-Sr e Pb-Pb. A turmalina pode ser utilizada para datação através dos métodos U-Pb, Sm-Nd, Rb-Sr e Pb-Pb.

Datação de rochas encaixantes sin-genéticas

A compreensão da evolução geológica local e regional onde está inserido um depósito mineral permite a identificação de rochas ígneas, metamórficas e sedimentares formadas simultaneamente ao minério. Este controle de campo pode ser obtido através da cartografia geológica, geoquímica e petrografia de forma a confirmar a correlação de idades entre uma unidade litoestratigráfica e o depósito mineral em estudo. Após essa confirmação, pode-se aplicar os métodos radiométricos nesta unidade litoestatigráfica para se obter indiretamente a idade da mineralização. Em adição, outros estudos isotópicos podem ser desenvolvidos de forma a se investigar as possibilidades das unidades litoestratigráficas observadas regionalmente serem cogenéticas (mesma fonte) do depósito mineral através da utilização dos parâmetros petrogenéticos e_Nd, g_Os, m₁ e e_Sr.

Figura 10. Metabasalto do greenstone belt Alto Jauru (SW do craton Amazônico) com idade equivalente ao depósito de Zn-Au de Cabaçal (Município de Araputanga-MT).

Assinaturas isotópicas de fontes

Uma vez determinada a composição isotópica inicial de um fluído ou magma, esse valor pode ser comparado com os valores determinados para as rochas observadas no contexto do depósito e formadas em diferentes ambientes geológicos (McCulloch and Chapell, 1982; Groves and Phillipis, 1987; Deloule et al., 1989; Kerrich, 1991 A similaridade da assinatura isotópica do produto final (rocha ou minério) com uma ou mais das possíveis rochas-fontes pode indicar a origem dos fluídos ou do magma. Neste sentido, pressupõe-se que as soluções hidrotermais formadoras do depósito tenham suas assinaturas isotópicas derivadas das rochas de onde se originaram ou das rochas pelas quais tiveram contato (Changkakoti et al, 1986).

É necessário enfatizar que nenhum sistema isotópico radiogênico pode fornecer todas as respostas. Um dos mais importantes avanços da geologia de isótopos radiogênicos é a utilização conjunta dos sistemas isotópicos, não só para determinação de idades, mas especialmente para identificação de fontes (Cameron and Hattory, 1985; Tassinari et al., 1990; Wilton, 1991; McNaughton et al., 1993). O desenvolvimento de procedimentos laboratoriais tem permitido a análise simultânea de isótopos de Pb-Sr-Nd-Os de amostras de depósitos minerais, rochas encaixantes e qualquer outra fonte suspeita de estar relacionada com a origem do minério (Zindler et al., 1982). O estudo multi-isotópico permite uma maior compreensão do contexto geológico no qual a mineralização ocorre como também da época de formação e do tipo de mineralização. Esta aplicação múltipla de isótopos é ainda mais importante quando se estudam depósitos minerais resultado da mistura de fluidos gerados em reservatórios diferentes ou que tenham tido contato com rochas diferentes.

Durante o estudo sobre idade e origem de um depósito, seu fluído hidrotermal e a relação com suas rochas encaixantes, o primeiro aspecto a ser considerado é a geologia e mineralogia do depósito. A partir da caracterização petrográfica e geoquímica do depósito, a identificação dos fluídos e dos eventos responsáveis pela formação de depósito são cruciais para a definição do modelo genético deste depósito.

No caso dos isótopos de Pb, sua evolução no tempo pode ser identificada pelas curvas de evolução isotópicas formuladas por Homes-Houterman,1946 (modelo de estágio único), Stacey & Krammers, 1946 (modelo de estágio duplo) e Doe & Zartman, 1975 (modelo denominado de plumbotectônica). Esses modelos utilizam diagramas ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb versus ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb (diagrama uranogênico) e ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb versus ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb (diagrama toriogênico) para definir curvas de evolução isotópica de Pb nos diferentes reservatórios terrestres. De qualquer forma, estas curvas são simples médias de grandes reservatórios (como crosta superior e inferior, manto, orógeno) e são úteis como guias gerais no tratamento e interpretação dos dados isotópicos de Pb. Nesse sentido, uma importante informação a ser obtida é se a fonte de Pb é empobrecida (derivada do manto) ou enriquecida (derivada da crosta). Como exemplo, uma amostra de um corpo mineralizado com uma assinatura empobrecida de Pb pode indicar uma origem a partir de uma crosta oceânica gerada em cadeia meso-oceânica ou em ambiente de arcos de ilhas. Em contrapartida um minério com Pb enriquecido pode indicar sua origem em magmas gerados em crosta continental ou associados a sedimentos.

Os isótopos de Sr de uma amostra representativa de um depósito mineral, podem ser comparados a vários reservatórios terrestres que apresentam diferentes graus de interação. Esses reservatórios podem representar razão ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr com valores desde 0,702 a 0,705 para rochas de derivação mantélica (ou fontes de baixo Rb/Sr) ou assinaturas radiogênicas (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr > 0,706) para amostras que se derivaram de fontes crustais. Por outro lado as razões isotópicas ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr em rochas sedimentares dependem do grau de interação com a água do mar (Holland, 1984). A evolução isotópica de Sr em carbonatos submarinhos indica que a evolução isotópica ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr aumentou no decorrer do tempo, se distanciando cada vez mais dos valores médios do manto. A grande disponibilidade de composição isotópica ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr de carbonatos de todas as idades permite a construção de uma curva de evolução dos valores de ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr versus tempo. A partir desta curva de evolução de isótopos de Sr em rochas marinhas permite a comparação dos valores de razão isotópica ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr em depósitos minerais gerados em ambiente marinho.

As composições isotópicas de Nd variaram de forma significativa no decorrer do tempo geológico (DePaolo, 1988; Dickin, 1995), apesar de que as mudanças na razão ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd são menores do que as ocorridas para os isótopos de Pb e Sr. No caso do Nd, essas mudanças são tipicamente expressas pelo parâmetro petrogenético e_Nd, que mede o aumento ou a diminuição da razão isotópica ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd em relação ao reservatório chondrítico uniforme (CHUR). Os valores de e_Nd (máximo de +13 e mínimo de –30) aumentam no decorrer do tempo no manto empobrecido e conseqüentemente em rochas basálticas de fundo oceânico, em contraste com valores de e_Nd que tendem a diminuir nas fontes crustais. Desta forma, a aplicação do parâmetro petrogenético e_Nd em minerais e rochas representativas de depósitos minerais, permite a identificação de fontes mantélicas ou crustais.

Da mesma forma o sistema Re-Os pode ser utilizado para estudos de fontes (Allègre and Luck, 1980; Martin, 1991; Hart et al., 1992), particularmente para depósitos minerais metálicos como os platinóides como por exemplo aqueles hospedados em intrusões acamadadas máfica-ultramáficas (Hart and Kinloch, 1989; Lambert et al., 1989). A evolução isotópica da razão ¹⁸⁷Os/¹⁸⁶Os no manto é determinada através da análise do mineral osmídio e a razão isotópica inicial de Os é determinada a partir de meteoritos (Faure, 1986; Allègre, 2005). Esses valores de razão ¹⁸⁷Os/¹⁸⁶Os variam entre 0,8 e 1,1 e permitem a identificação de fontes mantélicas se a idade aproximada da amostra é conhecida (McCanless and Ruiz, 1991; Walker et al., 1991).

Tipos de depósitos minerais e suas características isotópicas

Os depósitos minerais de classe mundial apresentam características que permitem sua classificação em tipos de depósitos. Os principais tipos de depósitos compreendem os sulfetos maciços vulcanogênicos, o ouro mesotermal, os sulfetos de As e Ag, U stratabound e os mississipianos. Para cada um desses tipos será feita uma breve revisão das características gerais, teorias genéticas e um quadro dos dados isotópicos.

A aplicação de isótopos radiogênicos no estudo de depósitos minerais tem fornecido uma poderosa ferramenta para a definição das principais feições dos processos formadores de mineralizações. Os estudos isotópicos têm subsidiado os modelos metalogenéticos de numerosos depósitos classe mundial através da definição de suas idades e da caracterização de suas fontes. Esses resultados definem condições específicas para a formulação de hipóteses genéticas, o que tem importantes implicações no planejamento de modelos exploratórios. Os mais úteis estudos multi-isotópicos são descritos em materiais com conhecimentos geológicos e petrográficos prévios. Espera-se para o futuro o desenvolvimento de técnicas microanalíticas para decifrar questões como a do zoneamento isotópico em grãos de minerais resultado da complexidade do sistema hidrotermal gerador de depósitos minerais.

Figura 2. Os diferentes ambientes geológicos apresentam tipos de depósitos minerais distintos.

Figura 3. Tipos de depósitos minerais orogênicos distribuídos no tempo geológico.

Figura 4. Tipos de depósitos minerais anorogênicos distribuídos no tempo geológico.

Depósitos sulfetados maciços vulcanogênicos (VMS)

A acumulação de sulfetos maciços associados a fundo oceânico envolve a conjunção de processos vulcânicos, hidrotermais e sedimentares além do fornecimento de calor a partir das intrusões subvulcânicas. Os depósitos de sulfetos maciços gerados nesse ambiente têm sido classificados com base no seu conteúdo metálico conforme os grupos Cu-Zn e Zn-Pb-Cu. Outro tipo de agrupamento utilizado tem por base a idade e o ambiente tectônico. Desta forma temos o Grupo I constituído por depósitos sulfetos maciços hospedados em suítes vulcânicas bimodais. O Grupo II contém sulfetos maciços associados a ofiolitos ou hospedados em seqüências vulcânicas máficas, provavelmente originado em processos iniciais da abertura de um back arc. O Grupo III é formado por depósitos sulfetos maciços encaixados em rochas vulcânicas máficas e rochas sedimentares clásticas em igual proporção. Os depósitos deste grupo provavelmente se originaram durante a propagação de um rift em uma margem continental. O Grupo IV envolve depósitos de sulfetos maciços hospedados em rochas vulcânicas félsicas, provavelmente originados em arco vulcânico ou em rift abortado.

Existe um consenso de que os depósitos VMS são contemporâneos de suas rochas vulcânicas encaixantes (Franklin et al., 1981; Newberry et al., 1997). Uma questão ainda latente é sobre a origem dos metais e a proporção entre a derivação magmática (Dean and Carr, 1982; Preno et al., 1900) versus a influencia da água marinha (Gulson, 1985). Alguns pesquisadores sugerem que os principais reservatórios que contribuem com Sr na formação dos depósitos VMS são água do oceano (Spooner et al., 1977; Galé et al., 1981).

As possíveis fontes de Pb e Sr (Fehn et al., 1983; Farrel and Holland, 1983; Hamelin et al., 1983) para os depósitos VMS são representadas por magmas manto-derivados, crosta radiogênica com tempo de residência significativo, e sedimentos clásticos e químicos derivados destes reservatórios, além de reservatórios de composição granulítica com empobrecimento de U em relação ao Pb.

Depósitos de Au mesotermais

Os depósitos auríferos mesotermais tipo lode são formados por veios encaixados em estruturas regionais em terrenos metassedimentares e metavulcânicos geralmente metamorfizados na facie xisto verde (Kerrich and King, 1993). Independente da idade ou da proporção de tipos de rochas crustais, os depósitos auríferos mesotermais apresentam feições comuns como associação a estruturas regionais transição dúctil-rúptil, origem sin a tardi-cinemática (Roberts, 1987; Colvine et al., 1988; Groces and Phillips, 1987; Kerrich, 1991; ). As paragênese mineral são dominadas por quartzo, carbonato, mica, albita, clorita, pirita, schelita e turmalina. Os veios hidrotermais são enriquecidos em Au, Ag, As, Sb, Te, W, Mo e empobrecimento Cu, Pb e Zn, e o processo de precipitação metálica tende a ser pós-pico de metamorfismo.

Os depósitos de Au mesotermais de todas as idades aparentemente se formam em um ambiente geodinâmico transpressivo resultado da colisão de terrenos, tal como em colisões arco ou back arco versus continente. Isto explica a distribuição dos depósitos de Au mesotermais em larga escala de tempo.

Os processos genéticos dos depósitos mesotermais de Au envolvem a segregação de quartzo por soluções hidrotermais, magmatismo, metamorfismo, granulitização, circulação de águas meteóricas e colapssos pós-orogenéticos. Por apresentar diferentes fontes e processos, os depósitos de Au mesotermais são caracterizados por assinaturas isotópicas de Sr com diferentes padrões variando desde razões isotópicas iniciais ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr equivalentes ao do manto até valores dessa razão indicando a presença de Sr radiogênico quando o depósito é influenciado por águas meteóricas ou sedimentos em ambientes exógenos (King and Kerrich, 1989).

Os depósitos de Au mesotermais são caracterizados por Pb comum em pirita mais radiogênico (com valores maiores de m₁) do que o Pb observado no depósito tipo VMS. Estas feições são mais pronunciadas em sistemas de veios encaixados em intrusões félsicas. Os dados do Pb de um depósito de Au mesotermal comumente resultam em alinhamentos e agrupamentos quando lançado em diagrama do tipo ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb versus ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb. Esses resultados permitem interpretações que variam desde assinaturas isotópicas da fonte (agrupamento único) a feições de mistura entre 2 reservatórios isotopicamente distintos (mais de um agrupamento ou alinhamento dos resultados na forma retilínea). Neste último caso os arranjos lineares não representam isócronas e preferivelmente são interpretados em termos de mistura entre 2 reservatórios de Pb relativamente homogêneos, como por exemplo a rocha encaixante e a solução hidrotermal de origem metamórfica.

Depósitos sulfetados de As, Ag, Ni, Co

Esses depósitos apresentam 2 grupos em função dos principais metais envolvidos: O grupo com Ag, Ni e Co e o grupo com Ag, Pb e Zn. A associação de Ag, Ni, Co, Fe e As em veios são depósitos característicos de ambientes de arcos magmáticos associados ao plutonismo originado em zonas de subducção de baixo ângulo (Badhan, 1976) ou em abinetes de back-arc (Mitchell and Garson, 1881).

Numerosas hipóteses genéticas foram sugeridas para explicar a formação desses depósitos metálicos. Entre estas hipóteses pode-se citar a secreção local do veio a partir das rochas encaixantes, formação de magmas granitóides, derivação dos veios a partir de intrusões básicas e formação de veios a partir de fluídos metamórficos gerados como resultado da percolação de fluidos fornecido por magmatismo máfico.

Para esse tipo de depósito, os principais exemplos reportados são do depósito de Cobalt-Gowganda (Andrews, 1986), Great Bear Batholith (Badhan, 1976) e do depósito Echo-Bay (Robnson and Ohmoto, 1973). Estudos isotópicos de Sr neste tipo de depósito indicam uma relativa uniformidade das razões iniciais ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (0,715 – 0,729), apesar da associação com carbonatos mais radiogênicos com razões ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr de 0,727 a 0,771. A composição isotópica de Pb em galenas define 3 populações. A primeira apresenta população homogênea que inclui sobreposição dos sulfetos da seqüência vulcânica Arqueana e de sedimentos Proterozóicos, um segundo grupo apresenta assinatura isotópica de Pb indicando idades modelo arqueanas e um terceiro grupo com Pb de composição mais radiogênica indicando estágios tardios e maior influência crustal.

Coletivamente os dados isotópicos dos depósitos sulfetados de Ag, Ni, Co e As sugerem um modelo genético que pode envolver (1) segregação lateral, (2) remobilização de sedimentos arqueanos ou (3) derivação direta de intrusão básica. De qualquer forma, o enriquecimento em Ag, As, Zn, Cu e Fe resultou do fluxo de soluções hidrotermais que percolaram o embasamento.

Depósitos uraníferos

Uma importante classe de depósitos uraniníferos associados a rochas sedimentares são predominantemente desenvolvidos no Proterozóico. As duas principais províncias metalogenéticas são a bacia de Athabasca (Canadá) e o Alligator River (Austrália), apesar de que depósitos de U com mesmas idades e características são descritos na África e na China. Esses depósitos de U estão hospedados em sedimentos clássicos proterozóicos e a origem da concentração do U está associada à percolação de fluídos originados tanto do embasamento quanto dos sedimentos.

Os depósitos sedimentares ricos em U apresentam uma particular suíte de elementos que inclui significativa quantidade de Ni e As, menores quantidades de Co e quantidades variáveis de V, Cu, Pb, Zn, Mo, Bi, Ce e terras raras. Muitas hipóteses genéticas inconsistentes têm sido propostas pata a formação dos depósitos sedimentares de U. Entre estas hipóteses pode-se sugerir a origem supérgena através de atividade hidrotermal contemporânea a eventos orogenéticos vizinhos (Morton and Beck, 1978); enriquecimento por processos metamórficos anteriores a deposição de sedimentos (Finch, 1980); concentração de pitiblenda durante a deposição dos sedimentos (Langford, 1978) e sucessivos estágios de concentração e remobilização durante a deposição dos arenitos associados a episódicos eventos hidrotermais Kyser et al., 1990).

O depósito de Au sedimentar de bacia de Athabasca, por exemplo, indica 3 idades de concentração e remobilização do U: O primeiro ocorrido entre 1.400-1.300 Ma, o segundo entre 1.050-1.100Ma e o terceiro estágio ocorrido ao redor de 300 Ma. Estas 3 idades são indicadas pelas respectivas perdas de Pb radiogênico em pitiblena e uranilita, sendo o Pb radiogênico encontrado em sulfetos secundários formados no arenito, no embasamento ou com galenas precipitadas nas fraturas de pitiblenda. Desta forma estes depósitos definem uma tipoçogia onde diversas fontes e processos atuaram, criando um complexo quadro isotópico.

Depósitos de Pb-Zn tipo Mississipiano

Os depósitos de Pb e Zn hospedados em carbonatos do tipo Mississipi Valley (MVT) são essencialmente restritos a era Fanerozóica e ocorrem em todos os continentes. Os minerais de minério predominantes são esfalerita (Brannon et al., 1992) e galena (Crocetti et al., 1988) com rara pirita e marcassita, e minerais de ganga compostos por dolomita, calcita, barita e fluorita (Chesley et al., 1994). Variáveis concentrações de Ag, Cu, Ni, Co, Cd, In, Ga e Ge podem ocorrer com o Pb e o Zn .

A maioria dos depósitos é espacialmente relacionada a carbonatos de margem continental onde ocorre a precipitação metálica. Mas raramente a mineralização de Pb está relacionada a falhas. Este tipo de depósito é formado pela deposição de carbonatos em áreas continentais estáveis, além de outras importantes feições desses depósitos como a rara associação com atividade ígnea, pouca profundidade, deformação (<1 Km). Geralmente ocorrem em províncias metalogenéticas (com diversos depósitos correlacionados geneticamente) e se estendem por centenas de Km. As hipóteses genéticas dos depósitos Pb-Zn tipo Mississipiano levam em conta a circulação de água marinha com episódicos soterramentos, circulação de águas subterrâneas com influência tectônica no fluxo de fluídos (Guha and Kanwar, 1987).

As características isotópicas de Pb do depósito Pb-Zn tipo mississipiano apresentam composições isotópicas específicas como a razão ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb > 10. Esta assinatura isotópica do Pb ficou conhecida na literatura como Pb tipo J (Doe, 1970), derivado do distrito de Joplin (Missuri-EUA). A composição isotópica de Pb na galena é significativamente mais radiogênica do que nos carbonatos hospedeiros. Dessa forma existem 2 principais reservatórios de Pb: (1) Uma fonte radiogênica, possivelmente o embasamento Precambriano e (2) uma fonte menos radiogênica representada pelos arenitos paleozóicos.

As assinaturas isotópicas de Sr nos depósitos de Pb-Zn tipo Mississipiano apresentam feições similares aos isótopos de Pb. As razões iniciais ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr na maioria dos depósitos são geralmente mais radiogênicos do que os carbonatos hospedeiros. Esses resultados indicam que o Sr radiogênico foi transportado por salmouras originadas do embasamento que percolou lateralmente os sedimentos e progressivamente misturou com os fluídos originados dos sedimentos. No diagrama ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr versus 1/Sr os resultados analíticos definem uma correlação linear consistente com o modelo de mistura de dois componentes.

Referências

Allègre, C. 2005 Géologie isotopique. Editora Belin, Paris. 285p.

Allègre, C. and Luck, J.M. 1980 Osmium isotopes as petrogenetic and geological tracers. Earth and Planetary Science Letters.

Andrews, A.J. 1986 Silver vein deposit: summary of recent research. Canadian Journal of Earth Science 23:1459-1462.

Anglin, C.D. 1990 Preliminary Sm-Nd isotopic analysis of scheelites from Val d’Or gold deposits, Quebec. Geology Survey of Canada Paper 90-1C:255-259.

Badhan, J.P.N. 1976 Orogenesis and metallogenesis with reference to the silver-nickel, cobalt arsenide ore association. In: Metallogeny and Plate Tectonic. D.F. Strong (editor). Geological Association of Canada Special Paper 14:559-571.

Beel, K., Anglin,, C.D.. and Franklin, J.M. 1989 Sm-Nd and Rb-Sr systematics of scheelites possible implications for the age and genesis of vein hosted gold deposits. Geology 17:500-504.

Bell, K. and Blenkinsop, J. 1990 Neodymium and strontium isotope geochemistry of carbonatites. In Carbonatites genesis and evolution. Edited by K. Bell. Unwin Hyman, London, p.278-300.

Brannon, J.C., Podosek, F.A., and Mclimans, R.K. 1992 Allehenian age of the Upper Mississipi Valley zinc-lead deposit determined by Rb-Sr dating of sphalerite. Nature 356:509-511.

Brannon, J.C., Cole, S.C., Podosek, F.A., Coveney, R.M., Wallace, M.W. and Bradley, A.J. 1996 Th-Pb and U-Pb dating of ore-stage calcite and Palozoic fluid flow. Science 271:491-193.

Cameron, E.M. and Hattory, K. 1985 The Hemlo gold deposits, Ontario: a geochemical and isotope study. Geochemica and Cosmochimica Acta 49:2041-2050.

Chesley, J.T., Halliday, A.N., Kyser, T.K. and Spry, P.G. 1994 Direct dating of Mississipi Valley-type deposit mineralization: Use of Sm-Nd in fluorite. Econimic Geology 89:1192-1199.

Christensen, J.N., Halliday, A.N., Leigh, K.E., Randell, R.N. and Kesler, S.E. 1996 Direct dating of sulfides by Rb-Sr: A critical test using the Polaris Mississipi Valley Zn-Pb deposit. Geochimica et Cosmochimica Acta 59:5191-5197.

Clark, M.E.; Krough, T.E. and Archibald, D.A. 1990 U/Pb Zircon and Rutile Ages and 40Ar/39Ar Biotite Ages for the Victory Mine, Kambalda. Western Australia: Contraints on the Age and P-T-Time Conditions of Mineralization. Numa Conference on Greenstone Gold and Crustal Evolution, p.144-145.

Changkakoti, A.D.K.; Krstic, D.; Gray, J.; Morton, R. 1986 Pb and Sr isotope composition of hydrothermal mineral from the Great Rear Lake Silver Deposit, N.W.T. (Canada). Econ. Geol. 81:. 739-743.

Colvine, A.C., Fyon, J.A., Heater, K.B., Marmont, S., Smith, S.M., and Troop, D.G. 1988 Archean lode gold deposits in Ontário. Ontário Geological Survey Miscellaneous Paper. 139. 210p.

Crocetti, C. A. Holland, H.D. and Mekena, L.W. 1988 Isotopic composition of lead in galena from the Viburnum Trend, Missouri. Economic Geology 83: 355-376.

Cumming, G.L. and Richards, J.R. Ore lead isotope ratios in a continuously changing earth. Earth and Planetary Science Letter 28: 155-171. 1975.

Cumming, G.L. and Rinsaite, J. 1979 Isotopic studies of lead-depleted pitcheblende, secondary radioactive minerals, and sulphides from the Rannit Lake uranium deposit, Saskatchewan. Canadian Journal of Earth Science 16:1702-1715.

Dallmeyer, R.D. and Villeneuve, M. 1987 40Ar/39Ar mineral age record of polyphase tectonothermal evolution in the southern Mauritanide orogen, southeastern Senegal. Geologica Society of America Bulletin 98:602-611.

Dean, J.A. and Carr, G.R 1982 Distinguishing plutonic and volcanic genese mineralization in the Lachlan fold belt of eastern Australia using Pb isotopes. International Congress of Geology. Abstracts, p.25.

Deloule, E, Gariepy, C.A. and Dupre, B. 1989 Metallogenesis of the Abitibi greenstone belt of Canada: A contribuition from analysis of trace lead in sulphide minerals. Can Journal of Earth Science Letters 26: 2529-2540.

DePaolo, D.J., 1988, Neodymium Isotope Geochemistry. Springer-Verlag, 187.

Dickin, A. P. 1995 Radiogenic Isotope Geology. Cambridge University Press, New York. 490 p.

Doe, B.R. 1970 Lead Isotopes. Spring-Verlog, Berlin, Heidelberg, and New York. 137p.

Doe, B.R. and Zartman, R.E. Plumbotectonics 1, the Phanerozoic. In: H.L. Barnes (ed.), Geochemistry of Hydrotermal Ore Deposits. Holt, Rihehart and Winstons, New York.p.107-135. 1979.

Barley, M.E. and McNoughton, N.J. 1988 The Tectonic Evolution of Greenstone Belt and Setting of Archaean Gold Mineralization in Western Australia: Geochronological Constraints on Conceptual Models. In HO, S.E. & GROVES, D.T. - Advances in Understanding Precambrian Gold Deposits. Australia. Geology Depto & Univ. Ext. vol.2 (12).

Farrel, C.W. and Holland, H.D. 1983 Strontium isotope geochemistry of the Kuroko deposits. Economic Geology Monograph 5, 307-319.

Faure, G., 1986, Principles of Isotope Geology (2nd Ed.), John Wiley & Sons, 589 p.

Fehn, U., Doe, B.R. and Delevaux, M.H. 1983 The distribution of lead isotopes and the origin of Kuroko ore deposits in the Hokuroku district, Japan. Economic Geology Mono 5:488-508.

Finch, W.J. 1980 Uranium and Thorium. Geotimes 25:46-47.

Franklin, J.M., Kissin, S.A., Smyk, M.C. and Scott, S.D. 1986 Silver deposit associated with the Proterozoic rocks of the Thunder Bay District, Ontário. Canadian Journal of Earth Science 23:1576-1591.

Franklin, J.M., Lydon, J.M., and Sangster, D.F. 1981 Volcanic associated massive deposits. Economic Geology 75th anniverary Volume 485-627.

Franklin, J.M., Roscoe, S.M., Loveridge, W.D.. and Sangster, D.F. 1983 Lead isotope studies in Superior ans Southern Provinces. Geological Society of Canadá Bulletim 351: 60p.

Galé, N.H., Spooner, E.T.C. and Potts, P.J. 1981 The lead and struntium isotope geochemistry of mettalliferous sediments associated with Upper Cretaceous ophilolitis rocks in Cyprus, Syria and the Sultanate of Oman. Canadian Journal of Earth Science 18:1290-1302.

Groves, D.I. and Phillips, G.N. 1987 The gênesis and tectonics control of Archean gold deposits of the Western Australian Shield: A metamorphic replacement model. Ore Geology Reviews 2:287-322.

Guha, J. and Kanwar, R. 1987 Vug brinefluid inclusions: A key to the understanding of secondary gold enrichment processes and the evoution of deep brines in the Canadian Shield. In: P. Fritsssz and S.K. Frape (eds): Saline water and gasses in crystaline rocks. Geological Association Canadá Special Paper 33:95-101.

Gulson, B.L. 1985 Shale-hosted lead-zinc deposit in northern Austrália: Lead isotope variations. Economic Geology 80:2001-2012.

Gulson, B.L. 1986 Lead Isotopes in Mineral Exploration. Elsevier Science Publishers. Amsterdan, 245p.

Halliday, A.N. 1978 40Ar/39Ar stephating studies of clay concentres from Irish orebodies. Geochimica et Cosmocimica Acta 42:1851-1858.

Hamelin, B., Duprè, B., Brèvart, O. and Allègre, C. 1988 Metallogenesis at Paleo-spreading centers: lead isotopes in sulfides, rocks and sediemts from the Troodos ophiolite, Cyprus. Chemical Geology. 68:229-238.

Haminton, P.J., O’Nions,, R.K., Eversen,, N.M. and Rarney, J. 1979 Sm-Nd systematics of Lewisian gneisses: Implications for the origin of granulites. Nature 277:25-27.

Hanes, J.A. 1991 K-Ar d 40Ar/39Ar geochronology: Methods and aplications. In: Short course handbook on applications of radiogenic isotope systems to problems in geology. L. Heaman and J.N. Ludden (eds). Mineralogical Association of Canada 19:27-57.

Hart S.R. and Kinloch E.D. 1989 Osmium isotope systematic in Witwatersrand and Bushveld ore deposits. Economic Geology 84:1651-1655.

Hart, S.R., Hauri, E.H., Oschmann, L.A. and Whitehead, J.A. 1992 Mantle plumes and entrainment: isotope evidence. Science 256:517-520.

Heaman, L. and Parrish, R. 1991 U-Pb geochronology of accessory minerals. In: Applications of radiogenic isotopes systems to problems in geology. Edited by Heaman, L. & Ludden, J.N., 1991, Mineralogical Association of Canada Short Course on radiogenic isotope systems, v. 19.Toronto, p.498.

Holland, H.D. 1984 The chemical evolution of the Atmosphere and the oceans. Princeton University Press, 582 p.

Hutchinson, R.W.. 1987 Metallogeny of Precambrian gold deposits: space and time relationship. Economic Geology 82:1993-2007.

Kerrich, R. 1989 Shera zone hosted mesothermal gold deposits: a review of geochemical evidence of the source of fluids and solutes. In: J.T. Bursnall (Editor): Mineralization shear zone. Geological Society of Canadá Short Courses Notes 6:129-197.

Kerrich, R. 1991 Radiogenic isotope systems applied to ore deposits. Edited by HEAMAN, L. & LUDDEN, J.N., 1991, Mineralogical Association of Canada Short Course on radiogenic isotope systems, v. 19.Toronto, p.498.

Kerrich, R. and King, R. 1993 Hydrothermal zircon and baddeleyite in Val-d’Or Archean mesothermal gold deposits: characteristics, composition and fluid inclusion properties, with implications for mining of primary gold mineralization. Canadian Journal of Earth Science 30:2334-2351.

King, R.W., and Kerrich, R. 1989 Strontium isotope composition of tourmaline from lode gold deposit of theArchean Abitibi greenstone belt (Ontário-Quebec, Canadá): Implications for source reservoir. Chemical Geology 79:225-240.

Kyser, T.K., Kotzer, T. and Sibbald, T.I.I. 1990 Oxygen, U-Pb and Pb-Pb isotope systematics in uraninite from complex U-Au-PGE vein-type and uncorformity type uranium deposit in Northern Saskatchewan. Sumary of investigations. Saskatchewan Geologic Survey. Saskatchewan Energy and Mines Miscelaneous Report. 90-4:64-68.

Lambert, D.D., Morgan, J.W., Walker, R.J., Shirey, S.B., Carson, R.W., Zientek, M.L. and Koski, M.S. 1989 Rhenium-osmium ans samarium-neodymium isotopic systematics of the Stillwater Complex. Science 244:1169-1174.

Langford, F.F. 1978 Origin of the uncorformity-type pitchblend deposit in the Athabasca basin of Saskatchewan. In: Uranium deposits, their mineralogy and origeim.. M.M. Kimberly (Editor). Mineralogical Association of Canadá 3:485-499.

Ludden, J.N.; Daigneault, R.; Robnert, F. and Taylor, R. 1984 Trace element mobilityin alterations zones associated with Archean Au lode deposits. Economic Geology 79: p. 1131-1141.

Marcoux, E. 1986 Isotopes du plomb et parageneses metalliques, traceurs de l’historie des gites mineraux. Ilustration des concepts de source, d’heritage et de regionalisme dans la gites français applications em recherche miniere. Document de BRGM 17, 289p.

Martin, C.E. 1991 Osmium isotopic characteristics of mantle-derived rocks. Geochemical and Cosmochemical Acta. 55:1421-1434.

McCanless T.E. and Ruiz, J. 1991 Osmium isotopic and crustal sources for platinum-group mineralization in the Bushveld Complex, South África. Geology 29:1225-1228.

McCulloch M.T. and Chappell, B.W. 1982 Nd isotopic characteristics of S and I type granites. Earth and Planetary Science Lettres. 58:51-64.

McDougall, I. and Harrison, T.M. 1988 Geochronology and Thermochronology by the 40Ar/39Ar Method. Oxford Monographs on Geology and Geophysics n. 9. Oxford University Press. New York. 212 p.

McNaughton, N.J., Groves, D.I. and Witt, W.T. 1993 The source of lead in Archean ore-gold deposit of the Menzies-Kalgoorlie-Kalbalda region, Yilgarn Block, Western Austrália. Mineralium Deposita 28:495-501.

Mitchell, A.H.G. and Garson, M.S. 1981 Mineral Deposits and Global tectonic Setting. Academic Press, London. 405p.

Morton, R.D. abd Beck, L.S. 1978 The origins of the uranium deposits of the Athabasca regon, Saskatchewan, Canadá. Economic Geology (Abstract) 73:1408

Newberry, R.J., Crafford, T.C., Newkirk, S.R., Young, L.E., Nelson, S.W. and Duke, N.A. 1997 Volcanogenic massive sulfide deposit of Alaska. Economic Geology Monograph 9:120-150.

Premo, W.R., Helz, R.T., Zientek, M.L. and Langston, R.B. 1990 U-Pb and Sm-Nd ages for the Stillwater Complex and its associated sills ans dykes, Beartooth Montains, Montana: Identification of a parent magma ? Geology 18:1065-1068.

Roberts, R.G. 1987 Ore deposits Models. Srchean Gold Deposits, Geocience Canadá 6:37-52.

Robinson, B.W. and Ohmoto, H. 1973 Mineralogy, fluid inclusion and stable isotopes of the Eco Bay U-Ni-Ag-Cu deposits of the northwest territories, Canadá. Economic Geology 68:635-656.

Ronchi, L.H., Touray, J.-C., Dardenne, M.A. and Pimentel, M. M. 1993 Preliminary 87Sr/86Sr systematics in fluorite ores from different deposit types in the Vale do Ribeira District (Southern Brazil). Current Research In Geology Applied To Ore Deposits 1:229-232.

Schandl, E.S., Davis, D.W. and Krough, J.E. 1990 Are the alteration halos of massive deposits syngenetic ? Evidence from U-Pb dating of hydrothermal rutile at the Kidd volcanic center, Abitibi sucprovince, Canadá. Geology 18:505-508.

Slawson, W.F. and Russel, R.D. 1973 A multistage history for Flin Flon lead. Canadian Journal of Earth Science 10:582-583.

Spooner, E.T.C., Chapman, H.J. and Smewing, J.D. 1977 Strontium isotope contamination and oxidation during oceena floor hydrothermal metamorphism of the ophiolitic rocks of the Troodos Massif, Cyprus. Geochimica et Cosmochimica Acta. 41:873-890.

Stacey, J.S. and Kramers, J.D. 1975 Aproximation of Terrestrial Lead Isotope Evolution by a Two-Stage Model. Earth and Planetary Science Letters. 26: 207-221. 1975.

Tassinari, C.C.G., Babour, A.P., Elias, R.D. e Sato, K. 1990 Aplicações dos Isótopos de Pb e Sr na Determinação da Natureza das Fontes das Mineralizações de Chumbo do Vale do Ribeira-SP e PR. 36 Congresso Brasileiro de Geologia vol. 3 p. 1254-1266.

Tassinari. C.C.G. e Melito, K. 1994 The time-bound characteristics of gold depósits in Brazil and their tectonic impllications. Comunicaciones. 45: 45-55.

Turner, G. And Bannon, M.P. 1992 Argon isotope geochemistry of inclusion fluids from granite-associated mineral veins in southwest and northeast England. Geochimica et Cosmochimica Acta 56:227-243.

Zartman, R. E. and Doe, B.R. Plumbotectonics - The Model. Tectonophysics, 75: 135-162. 1981.

Zartman, R.E. and Haines, S.M. 1988 The plumbotectonics model for Pb isotopic systematics among major terrestrial resevoirs - a case for bi-direcional transport. Geochimica et Cosmochimica Acta. 52: 1327-1339.

Walker, R.J., Morgan, J.W., Naldrett, A.J. and Li, C. 1991 Re-Os isotopic systematics of of Ni-Cu sulfide ores, Sudbury Igneous Complex, Ontário: Evidence for a major crustal component. Earth and Planetay Scienc Letters 105:416-429.

Wilton, D.H.C. 1991 Metallogenic and tectonic implication of Pb isotope data for galena separetes from Labrador central mineral belt. Economic Geology 86: 1721-1736. ]

Zindler, A., Jagoutz, E. and Goldstein, S. 1982 Nd, Sr, and Pb isotopic systematics in a three-component mantle: New perspective