CARACTERIZAÇÃO GEOLÓGICA DO ALVO ESTRELA

CAPÍTULO IV
CARACTERIZAÇÃO GEOLÓGICA DO
ALVO ESTRELA (Cu-Au),
SERRA DOS CARAJÁS, PARÁ
ZARA GERHARDT LINDENMAYER
ANDRÉ FLECK
CRISTIANE HEREDIA GOMES
ANTÔNIO BENVINDO SOUZA SANTOS
ROGÉRIO CARON
FERNANDO DE CASTRO PAULA
JORGE HENRIQUE LAUX
MÁRCIO MARTINS PIMENTEL
ALEX DE SOUZA SARDINHA
SUMÁRIO
CAPÍTULO IV
CARACTERIZAÇÃO GEOLÓGICA DO ALVO ESTRELA (Cu-Au),
SERRA DOS CARAJÁS, PARÁ
RESUMO .................................................................................................................................................................................... 157
ABSTRACT ............................................................................................................................................................................... 158
I.
INTRODUÇÃO .............................................................................................................................. 159
II.
TRABALHOS REALIZADOS – MATERIAIS E MÉTODOS ................................................... 159
III.
CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL .................................................................................... 161
Depósitos Minerais ............................................................................................................................ 163
IV.
GEOLOGIA DO ALVO ESTRELA ............................................................................................... 165
V.
PETROGRAFIA ............................................................................................................................. 168
VI.
QUÍMICA MINERAL .................................................................................................................... 186
Andesitos e Gabros ........................................................................................................................................ 168
Veios .............................................................................................................................................................. 172
Minério ...................................................................................................................................................................... 174
Riolitos ............................................................................................................................................................ 178
Zonas Miloníticas ...................................................................................................................................................... 180
Formações Ferríferas ..................................................................................................................................... 181
Arenitos .......................................................................................................................................................... 181
Arcóseos ................................................................................................................................................................... 181
Litoarenito feldspátco ................................................................................................................................................ 182
Rochas Intrusivas ........................................................................................................................................... 182
Rochas Intrusivas Paleoproterozóicas ...................................................................................................................... 182
Quartzo diorito ........................................................................................................................................................... 183
Quartzo-álcali-feldspato sienito (episienito) ............................................................................................................. 184
Albita-ortoclásio granito ........................................................................................................................................... 185
Diabásio ..................................................................................................................................................................... 186
Feldspatos ....................................................................................................................................................... 186
Anfibólios ........................................................................................................................................................ 187
Micas .............................................................................................................................................................. 187
Turmalinas ...................................................................................................................................................... 188
Cloritas ............................................................................................................................................................ 189
Outros minerais .............................................................................................................................................. 189
VII. LITOGEOQUÍMICA ...................................................................................................................... 191
Gabros e Andesitos ........................................................................................................................................ 191
Riolitos ............................................................................................................................................................ 194
Formação ferrífera e Arenitos ........................................................................................................................ 198
Rochas intrusivas ........................................................................................................................................... 198
Granitos ...................................................................................................................................................................... 198
Quartzo diorito ........................................................................................................................................................... 199
Diabásio ..................................................................................................................................................................... 200
VIII. INCLUSÕES FLUIDAS ................................................................................................................. 201
Descrições petrográficas ............................................................................................................................... 201
Inclusões fluidas associadas aos veios da alteração potássica ...................................................................... 204
Inclusões fluidas associadas à greisenização ................................................................................................. 204
Inclusões fluidas associadas á carbonatação ................................................................................................. 204
Fases sólidas das inclusões fluidas ................................................................................................................. 205
Microtermometria ........................................................................................................................................... 205
Potassificação ................................................................................................................................................ 205
Greisenização ................................................................................................................................................. 206
Carbonatação ................................................................................................................................................. 206
Espectrometria Raman ................................................................................................................................... 207
Conclusões...................................................................................................................................................... 207
IX.
ISÓTOPOS ESTÁVEIS .................................................................................................................. 209
Isótopos de oxigênio em rocha total ............................................................................................................... 209
Isótopos de oxigênio e deutério em minerais ................................................................................................. 210
Isótopos de enxofre em sulfetos..................................................................................................................... 211
Isótopos de carbono e oxigênio em carbonatos ............................................................................................. 212
Conclusões...................................................................................................................................................... 213
X.
GEOCRONOLOGIA ...................................................................................................................... 214
Andesitos e gabros ......................................................................................................................................... 214
Rochas intrusivas ........................................................................................................................................... 214
Minério. .......................................................................................................................................................... 215
Minério venular. ......................................................................................................................................................... 215
Discussões e conclusões. ............................................................................................................................... 216
XI.
ALTERAÇÃO HIDROTERMAL. ................................................................................................. 217
XII. DISCUSSÃO E CONCLUSÕES .................................................................................................... 219
XIII. AGRADECIMENTOS ................................................................................................................... 222
XIV. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS .......................................................................................... 223
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
CARACTERIZAÇÃO GEOLÓGICA DO ALVO ESTRELA (Cu-Au),
SERRA DOS CARAJÁS, PARÁ
Zara Gerhardt Lindenmayer1, André Fleck1, Cristiane Heredia Gomes1, Antônio Benvindo Souza Santos2,
Rogério Caron1, Fernando de Castro Paula1, Jorge Henrique Laux3, Márcio Martins Pimentel3, Alex de
Souza Sardinha4.
Universidade Vale do Rio dos Sinos – UNISINOS. São Leopoldo - RS – [email protected]; [email protected]
Companhia Vale do Rio Doce – CVRD – [email protected]
3
Universidade de Brasília – UnB. Brasília - DF – [email protected]; [email protected]
4
Universidade Federal do Pará – UFPA. Belém - PA – [email protected]
1
2
RESUMO
Os andesitos e gabros mineralizados do Alvo Estrela ocorrem
diretamente sobre a cúpula de albita-ortoclásio granito. As rochas
encaixantes do minério são andesitos cálcio-alcalinos alterados, gabros
e riolitos do Grupo Grão Pará. A idade isotópica Sm-Nd de cerca de
2.76 Ga corresponde, provavelmente, à idade de cristalização das
rochas vulcânicas originais e gabros do alvo, coincidente com a idade
das rochas do Alvo Gameleira e do Grupo Salobo-Pojuca, da base do
Supergrupo Itacaiunas. Os riolitos são formados por fenocristais de
oligoclásio, quartzo e ortoclásio imersos em matriz de oligoclásio,
ortoclásio, quartzo e Fe-biotita. São quimicamente semelhantes aos
riolitos da Serra Norte, embora mais alterados e enriquecidos em ETR,
Rb, Ce, Th, Nb, Sm e Y. As rochas intrusivas paleoproterozóicas
compreendem quartzo-diorito pórfiro (1881 ± 5 Ma, U-Pb em zircão),
albita-ortoclásio granito e quartzo-álcali-feldspato sienito (episienito)
vermelho (1875 ±1,5 Ma, U-Pb em monazita), cujas idades isotópicas
coincidem com a formação do minério, de ca. 1,85 Ga (Sm-Nd, isócrona
em rocha total). O ortoclásio-albita granito (OAG), composto por
quartzo, feldspato e protolitionita, é peraluminoso e alcalino. Tratase de granito sódico, com razão FeO/Fe2O3 entre 9 e 14. O episienito
- quartzo-álcali-feldspato sienito (QAFS) vermelho é constituído por
feldspato potássico, fluorita, clorita e magnetita. É álcali-cálcico,
metaluminoso e rico em Ba (1220ppm) e Cu (1590ppm). Há perfeita
coincidência entre os padrões de ETR do OAG e QAFS, exceto pela
ausência de anomalia negativa de Eu no QAFS, sugerindo que o último
seja uma fácies hidrotermalizada do OAG. Os granitóides mostram
valores de d18O‰ entre +7,0 e +10,0, dentro do intervalo esperado
para rochas desta natureza.
Os andesitos e gabros são rochas muito alteradas, embora ainda
portadoras de texturas ofíticas e subofíticas. Os efeitos da alteração
hidrotermal encontrada nessas rochas são representados por três tipos
principais de assembléias minerais. A assembléia mais antiga e menos
hidratada é composta por anfibólio, do tipo hastingsita, pargasita e
Fe-hornblenda e plagioclásio reliquiar ígneo substituído, em graus
variados, por sericita, carbonato e/ou albita, juntamente com titanomagnetita e epidoto. Essa é a assembléia predominante em gabros e
corresponde à alteração cálcico-sódica precoce, embora a coexistência
de epidoto, albita, carbonato e clorita em algumas amostras sugira
preservação parcial de assembléia metamórfica mais antiga. Segue-se
a alteração potássica, junto com ferrificação moderada e sulfetação,
dada pela presença de Fe-biotita marrom e verde, junto com siderofilita
e magnetita esqueletal, substituindo minerais máficos e plagioclásio.
A essa fase está relacionada a mineralização venular. Um estágio de
greisenização, tardio e localizado, é representado por Li-muscovita e
zinnwaldita, junto com turmalina, quartzo, fluorita, topázio e clorita.
Carbonatos sucedem a mineralização. Os gabros e andesitos menos
alterados têm assinaturas isotópicas de oxigênio próximas de 5,0-5,5
d18O‰, característicos de rochas não alteradas de composição
semelhante. Os padrões de ETR do albita-ortoclásio granito
extremamente semelhantes aos de biotita, fluorita e turmalina da ganga
dos veios do minério, indicam que fluidos provenientes do granito
foram os responsáveis pela concentração do minério no Alvo Estrela.
O quartzo diorito pórfiro é a rocha mais enriquecida em Au (5 a 50
ppb) encontrada na área. Seu padrão de ETR normalizado pelo condrito
mostra grande semelhança e paralelismo com a rocha greisenizada rica
em Rb (>1000ppm) e Li (1080 ppm). A zona mineralizada parece
estar controlada por splays da Falha Carajás, encontrando-se em faixa
de andesitos e gabros subordinados, balizada a NE e SW por riolitos.
Existe um zoneamento dos sulfetos no Alvo Estrela, com predomínio
de pirita e pirrotita em direção ao norte e oeste nos riolitos, e calcopirita
e pirita a sul e leste, nos andesitos e gabros. A razão S/Cu do minério,
em geral, é mais elevada do que nos depósitos da região norte da Serra
dos Carajás, como Salobo, Pojuca-Gameleira e Igarapé Bahia-Alemão,
onde predominam bornita-calcosita, calcopirita-bornita e calcopirita,
respectivamente. Os estilos de mineralização compreendem veios,
brechas e stockworks. Os principais minerais de minério são
calcopirita, pirita, pirrotita, molibdenita e bornita, além de magnetita,
acompanhados da ganga de quartzo, fluorita, albita, siderofilita,
turmalina, epidoto, chamosita e topázio. A calcopirita, mineral de
cobre mais importante, é aurífera (0,177 apfu de Au). A pirita é
cobaltífera (Co = 0,012-1,756 apfu) e a pirrotita é niquelífera (Au =
0-0,139, Ni = 0,147-0,375 apfu). A sucessão mineral descrita sugere
que o fluido era inicialmente neutro a alcalino e oxidante, passando a
ácido e redutor durante o estágio de greisenização. Na fase tardia final
e escassa os carbonatos ocorrem acompanhados de quartzo e fluorita,
sugerindo diminuição na pressão de PCO2 e alta razão Ca/Na. As
inclusões fluidas revelam flutuações de salinidade ao longo dos eventos
de alteração hidrotermal da área. A coexistência geral de inclusões
fluidas bifásicas aquosas e trifásicas/multifásicas saturadas, juntamente
com a ampla variação de salinidade, indica fluidos hidrotermais com
importante contribuição granítica, podendo ser explicados por processo
de reação contínua entre o fluido e a rocha encaixante durante a queda
de temperatura. Participaram também desse sistema hidrotermal
fluidos provenientes das rochas máficas, possivelmente já
metamorfisadas, conforme indicado pela assinatura isotópica de
oxigênio e deutério, e que contribuíram com alguns metais, tais como
Ni e Co, imprimindo à assembléia mineral caráter bimodal. A
biotitização leva d18O das amostras de gabros e andesitos para valores
próximos dos granitos, cujos fluidos foram possivelmente os
responsáveis pela alteração. Valores mais baixos de d18O mostram
que a alteração fílica e greisenização nos andesitos e gabros foi mais
intensa quanto mais empobrecida em d 18O se mostra a rocha.
Greisenização e brechação tardias tiveram importante contribuição de
águas meteóricas, embora quartzo do veio de greisen tenha se
equilibrado com fluidos metamórficos. O valor de d18O‰ = +5,3‰
do oxigênio do fluido, em equilíbrio com quartzo dos veios, na
temperatura de 250°C, indica fluidos de origem metamórfica para a
157
Caracterização Geológica do Alvo Estrela (Cu-Au), Serra dos Carajás, Pará
greisenização. Os fluidos tardios (d18O‰ = +1,3), em temperatura de
equilíbrio isotópico do oxigênio de 165°C, possuíam já forte influência
de águas meteóricas. A alteração potássica, responsável pela formação
maciça de biotita-siderofilita na área, juntamente com a sulfetação,
teve influência de fluidos magmáticos derivados dos granitos (o que
concorda com os valores de d 18 O de rocha total). Já fluidos
metamórficos foram possivelmente preponderantes no transporte e
deposição de metais. À medida que o sistema esfriava, a mistura de
fluidos tornava-se maior e os fluidos meteóricos passaram a ter papel
importante quando do fechamento do sistema, em regime rúptil, abaixo
de 200°C. Os valores de d34S de calcopirita (+0,1 a +3,5) e pirita
(+0,6 a +4,1), além de molibdenita (+0,9) indicam fonte magmática
para o enxofre. Nos carbonatos dos veios tardios d13C de calcita é
compatível com origem magmática, enquanto o de siderita poderia ser
atribuído a carbono crustal, com influência de fluidos hidrotermais.
Alteração hidrotermal intensa e extensa, juntamente com formação
dos veios mineralizados em Cu-Au, teve lugar em ca. 1,85 Ga. Os
valores fortemente negativos de eNd(T) dos veios sugerem derivação
de fluidos a partir de fonte com assinatura isotópica de Nd arqueana.
A idade Re-Os de 2,7 Ga em molibdenita deformada na borda de um
veio mineralizado de idade isocrônica Sm-Nd de 1857 ± 98 Ma, junto
com a presença de molibdenita não deformada e mais jovem, sugere
fortemente que haja mais de uma geração de molibdenita na área. A
idade da molibdenita não reflete necessariamente a idade da
mineralização cupro-aurífera dos depósitos de Cu-Au da região da
Serra dos Carajás. Os dados isotópicos e geocronológicos demonstram
que a mineralização de Cu-Au e o evento hidrotermal associado são
paleoproterozóicos, sem associação com os eventos ígneos arqueanos.
A comparação com os depósitos do Salobo, Bahia-Alemão e mesmo
Gameleira mostra que no Alvo Estrela não ocorrem as grandes massas
de magnetita, características dos depósitos de óxido de Fe, Cu-Au. A
alteração cálcico-sódica que antecede a mineralização carece de fases
como escapolita e as assembléias minerais vinculadas a esse estágio
são raras, podendo muitas vezes ser atribuídas a metamorfismo
regional, anterior à intrusão granítica. Superposta à alteração potássica
dominante, na qual Fe-biotita e siderofilita são os principais minerais,
ocorre greisenização em faixas localizadas, caracterizada por quartzo,
topázio, fluorita, turmalina, clorita e micas litiníferas, como
protolitionita, Li-muscovita e zinnwaldita; as rochas que as contêm
apresentam teores de Li acima de 1000 ppm. Estes dados parecem
caracterizar um depósito de tipo híbrido, com algumas características
comuns aos depósitos de óxido de Fe, Cu-Au e de cobre pórfiro de
alto enxofre nos estágios precoces, evoluindo para greisenização tardia.
As feições regionais que controlam os demais depósitos de óxido de
Fe, Cu-Au de Carajás estão também presentes no Alvo Estrela, como
o controle a partir de splays da Falha Carajás, a concentração do
minério em andesitos reativos, balizados por duas falhas silicificadas,
que poderiam ter agido como barreiras na canalização dos fluidos
hidrotermais, e a relação direta com granitos, fontes de calor, fluidos
e alguns metais, como mostram os elementos associados F, U, ETRL,
Mo, K, Rb, B e Li. Os valores negativos de eNd(T) das rochas do Alvo
Estrela sugerem contaminação com material crustal mais antigo, tal
como o complexo Xingu na região do Bloco Rio Maria, que é
discordantemente recoberto pelas rochas vulcânicas do Supergrupo
Itacaiunas, na Região da Serra do Rabo. Da mesma forma, as razões
Th/Yb versus Ta/Yb dos riolitos sugerem ambiente de margem
continental ativa. A comparação dos resultados das datações isotópicas
Sm-Nd de Salobo, Gameleira (Pimentel et al., 2003) e do Alvo Estrela
sugerem que as rochas hospedeiras são cronocorrelatas. Todavia, os
valores de eNd(T) das rochas do Alvo Estrela (-3,2), Gameleira (-1,4
em andesitos, –0,8 em gabros) e Salobo (-0,1) sugerem que elas não
são cogenéticas. O valor menos negativo para a isócrona, quando as
rochas vulcânicas do Salobo são analisadas junto com as do Alvo
Gameleira, sugere que as rochas do Salobo são menos contaminadas
com crosta continental (Pimentel et al., 2003). Levando-se em conta
também as razões de elementos traços menos móveis, pode-se
especular que o continente do arco magmático Grão Pará estava situado
ao sul da Serra dos Carajás, possivelmente no Bloco Rio Maria.
Sintetizando, compreendem os principais vetores para exploração
de depósitos minerais paleoproterozóicos, híbridos e semelhantes ao
Alvo Estrela, na região da Serra de Carajás:
• Controle estrutural marcado por splays NS da falha Carajás;
• Existência de andesitos reativos, balizados por zonas
impermeáveis, representadas por milonitos silicificados ou
intrusões tabulares, propícias à canalização dos fluidos
hidrotermais;
• Alta razão rochas máficas reativas/rochas félsicas menos
reativas aos fluidos hidrotermais;
• Presença de granitos paleoproterozóicos, fonte de calor e
metais, refletida por intensa biotitização das rochas
encaixantes;
• Ausência de grandes massas de magnetita, ou mesmo
desaparecimento de rochas regionais ricas em ferro, devido à
lixiviação do Fe pelos fluidos ácidos, responsáveis pela
greisenização e deposição dos minerais ricos em Li e Rb;
• Presença de sulfetos de alta razão S/Cu, como pirita, pirrotita,
calcopirita;
• Discreta alteração cálcico-sódica;
• Presença maciça de fluorita, associada às micas litiníferas
incolores a castanho-claras em amostras de mão (protolitionita,
Li-muscovita e zinnwaldita), juntamente com turmalina e
clorita. em zonas greisenizadas tardias.
ABSTRACT
The Estrela Cu-Au deposit in the Serra dos Carajás region is
hosted by altered andesites and gabbros and rhyolites of the Grão
Pará Group, Itacaiunas Supergroup, formed at 2.76 Ga (Sm-Nd
isochronic age). The deposit is in a 400 m thick sequence of altered
andesites, and minor gabbros composed of biotite, quartz, albite,
tourmaline, fluorite, hastingsite, pargasite, Fe-hornblende, and
magnetite, cut by Paleoproterozoic porphyritic quartz diorite,
orthoclase-albite granite, topaz-orthoclase-albite granite and quartzalkali-feldspar syenite (episyenite). These rocks intruded the volcanic
sequence after the onset of the mylonitic foliation and prior to the
episode of brittle deformation. The mineralization is epigenetic, mostly
in quartz veins, disseminated in the host rocks, filling foliation
fissures, or forming the matrix of brecciated quartz veins. Main sulfides
are chalcopyrite, pyrite, and pyrrhotite, with traces of bornite,
molybdenite, and gold. There is a sulfide zonation in the ore, with
pyrite and pyrrhotite dominating in the rhyolites to the north and
west, and chalcopyrite and pyrite prevailing in the intermediate to
mafic rocks to the south and east of the prospect. The S/Cu ratio is
higher than in the major deposits situated to the north of the Serra dos
Carajás: Salobo, Pojuca-Gameleira, and Igarapé Bahia, where bornitechalcocite, chalcopyrite-bornite and chalcopyrite dominate,
respectively. The host rocks of Estrela Cu-Au deposit were affected
by early calcic-sodic alteration followed by potassic alteration,
accompanied by moderate ferrification and sulfidation, which
transformed the igneous protoliths into biotite-rich rocks. Based on
specific paragenetic sequences of mineral replacements, and mass
balance calculations, most of the major and many of the minor and
trace elements have been mobilized during deformation and
hydrothermal alteration. The hydrothermally altered calc-alkaline
andesites and cogenetic gabbros of the Estrela deposit have been
dated at 2579±150 Ma with eNd (T) of –3.2. The Na:Ca ratio in the
fluid probably increased with declining temperatures. This was
recorded by succeeding mineral assemblages in andesites and gabbros,
that went from hastingsite, Fe-pargasite, albite, biotite, and quartz
towards the Ca-poor association of biotite, siderophyllite, albite,
tourmaline, and fluorite, to the late alteration assemblage of fluorite,
158
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
topaz, chlorite, tourmaline, quartz, zinnwaldite, and Li-muscovite. A
water-rich, variably saline hydrothermal fluid was characterized by
fluid inclusion studies. Association of CO2-deficient inclusions
presenting a wide range of homogenization temperatures and salinities
has been described in the literature as typical of fluids holding a
strong magmatic (granitic) inheritance. Hotter fluids, responsible for
potassic alteration and albitization were oxidizing alkaline and held
high K and Cl activities, in addition to high Na:Ca ratios. These fluids
turned into acidic and reducing towards the late greisenization stage.
During cooling, decreasing of the Na:Ca ratio probably occurred,
accompanied by sharp increasing of F activity, as evidenced by the
massive presence of fluorite. Rare epidote and calcite attest to the
slightly growing Ca activity towards the latest hydrothermal phase.
Textural data from Estrela, where the REE minerals are always
associated with sulfide veins, and occur as inclusions in biotite and
siderophyllyte indicate that crystallization of F-rich biotite, fluorite
and metallic phases would be the main mechanisms responsible for
the crystallization of REE minerals. The inequivocal relationship of
Cu-Au mineralization with the orthoclase-albite granite of Estrela is
mainly attested by the perfect coincidence of REE patterns of fluorite,
tourmaline, biotite, and orthoclase-albite granite. Presence of silicified
shear zones at the andesite contacts, acting as a rigid and impermeable
body, played an important role for the channeling of the circulating
hydrothermal fluids. The vein mineralization was simultaneous with
the quarz-alkali-feldspar syenite (episyenite) (1875±1.5 Ma, U-Pb,
zircon) and quartz diorite 1880±5.1Ma, U-Pb monazite) emplacement,
at 1857±98 Ma (Sm-Nd, isochron). Geological and isotopic data
support correlation of the Estrela host rocks with the basaltic andesites
and quartz diorite sills of the N4 iron mine, and of the Gameleira
deposit. This volcanic and intrusive rock association belongs to the
Parauapebas Formation, Grão Pará Group, which has been generated
in a collisional setting of an Archean continental margin. The early
mineralizing fluids were metamorphic in origin, as attested by d18O
and dD values in quartz veins and fluid inclusions. The decreasing of
d18O values accompanied by temperature dropping suggests a mixing
of the hot fluid with meteoric water. This is in accordance with the
d18O values of +5.3 to +1.3 ‰ calculated for the mineralizing fluid as
indicative of a metamorphic origin, with metal precipitation produced
by fluid mixing. The ranges of d13CPDB and d18OSMOW in two calcite
samples from veins of the Estrela deposit are -3.15 to -4.82‰ and
+9.08 to +10.66, respectively and -15.56 ‰ and to +21.84‰ in one
siderite sample. The calcite samples plot very close to the magmatic
water field, and the siderite almost overlaps with samples of siderite
from the Igarapé Bahia deposit. A magmatic source for sulfur is indicated
by the d34S of chalcopyrite (+0.1‰ to +3.5‰), pyrite (+0.6‰ to
4.1‰), and molybdenite (+0.9‰). It seems that the presence of some
ingredients, which lead to the metal concentration are very important:
splays of regional-scale shear zones together with reactive basaltic
rocks, a granitic intrusion as the source of fluids, an impermeable unit
to act as a barrier to the magmatic-hydrothermal mineralized fluids, and
a high basaltic to felsic host rock ratio. The sulfur concentration increases
along with the granitic-to-mafic volume ratio of the host rocks.
I. INTRODUÇÃO
IOCG até alteração do tipo fílica dominante, com estágio
intermediário de alto enxofre, semelhante aos depósitos
de cobre pórfiro.
A comparação das idades isotópicas e composição de
diversos desses depósitos indica variação secular do estilo de alteração regional, com os fluidos, inicialmente
oxidantes e alcalinos, evoluindo para ácidos e redutores.
Todos esses depósitos são muito enriquecidos nos grandes íons litófilos (LILE) e também em Co, Ni e Cr, significando que a composição dos fluidos mineralizantes modificou-se por interação com rochas máficas e graníticas.
O Alvo Estrela, aqui descrito, guarda feições de todas
estas variações seculares no estilo de mineralização.
O Alvo Estrela (Cu-Au) está localizado na porção leste da Serra dos Carajás, na denominada Serra do Rabo,
no extremo SE do município de Parauapebas, sudeste do
Estado do Pará (Figura 1). Cobrindo superfície de 2 km2,
a área foi pesquisada pela Docegeo no período compreendido entre 1998 e 2001. A seleção da área foi fruto da
presença de anomalias geoquímicas, já detectadas na
década de 80, e levantamentos aerogeofísicos, além de
trabalhos mais recentes de magnetometria e
gamaespectrometria terrestre. A pesquisa contou com
levantamentos geoquímicos de solo e geofísicos terrestres (IP e TEM), além de sondagem exploratória. Os trabalhos foram suspensos em 2002 devido aos resultados
pouco promissores, com a estimativa de reserva potencial da ordem de 230 Mt a 0,5% Cu. O estudo do Alvo
Estrela foi patrocinado pelo CT-Mineral-ADIMB-FINEPDNPM e teve por objetivo principal o estabelecimento de
parâmetros para caracterização de áreas com
mineralização paleoproterozóica em Carajás, tal como o
Alvo Gameleira.
Os depósitos de Carajás parecem compreender uma
variedade singular de mineralizações arqueanas a
paleoproterozóicas em uma mesma região. Num extremo estão depósitos do tipo Salobo, IOCG clássicos
(Lindenmayer 2003), e no outro extremo parece estar
Breves, englobando processos sucessivos de alteração,
em modelo híbrido entre óxido de Fe, Cu-Au, cobre pórfiro
e Sn-W relacionado a granito (Botelho et al. 2004,
Tallarico et al., 2004), sugerindo um continuum desde
II. TRABALHOS REALIZADOS – MATERIAIS E MÉTODOS
A caracterização geológica do Alvo Estrela está baseada nos dados de Docegeo (2002) e nos trabalhos executados pelos autores, compreendendo descrições
macroscópicas detalhadas de 4152m de testemunhos de
sondagem provenientes de furos localizados em duas seções, situados na zona mineralizada (3400 SE e 3800 SE),
além da descrição parcial de quatro seções (1600 SE,
4100 SE, 4700 SE e 5200 SE), seguida da coleta de 423
amostras, das quais 212 foram selecionadas para confecção de lâminas delgadas e polido-delgadas.
A preparação de amostras para análises químicas foi
efetuada nos laboratórios da Universidade do Vale do Rio
dos Sinos – UNISINOS, bem como a confecção e descrição das lâminas delgadas, polido-delgadas e bi-polidas.
159
Caracterização Geológica do Alvo Estrela (Cu-Au), Serra dos Carajás, Pará
A preparação das amostras, tanto para análise química
total, quanto para isótopos de oxigênio, em número de 49
e 20, respectivamente, constou do corte de fatias de rochas, medindo 10 a 12 cm de comprimento e cerca de 1
cm de espessura. Essas fatias, após serem lixadas para
eliminar os vestígios da serra, caneta ou fitas adesivas,
foram lavadas e secadas completamente por meio de jato
de ar comprimido. Foram então colocadas em sacos plásticos, revestidos externamente por papel, sobre uma placa de aço e quebradas a marteladas. Subseqüentemente
as amostras foram pulverizadas em fração inferior a 200
mesh, em moinho de anéis do tipo Shatter Box.
Figura 1 – Mapa de localização do Alvo Estrela (modificado de Docegeo 2002).
Cinco amostras de fluorita, turmalina e biotita, selecionadas para análises de elementos maiores e traços e 5
amostras de quartzo, biotita e clorita para análises isotópicas de oxigênio e deutério, foram obtidas por catação
manual sob lupa binocular, tendo sido posteriormente pulverizadas da mesma maneira que as amostras de rocha.
Grãos de molibdenita, para datações Re - Os, foram obtidos também por catação manual sob lupa binocular.
Os elementos maiores SiO2, Al2O3, TiO2, Fe2O3 , MnO,
MgO, CaO, K2O, Na2O e P2O5, foram analisados por
ICP com fusão por metaborato/tetraborato de lítio; elementos traços e ETR foram analisados por ICP-MS, também com fusão das amostras por metaborato/tetraborato
de lítio. FeO foi determinado por titulação e Au por fire
assay seguido de determinação por AA, no laboratório
ACTLABS, Canadá.
Sulfetos para análises de isótopos de enxofre (17
amostras) e carbonatos para análises de isótopos de
carbono e oxigênio (3 amostras) foram extraídos e pulverizados por meio de broca de dentista dotada de pon-
160
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
ta fina de vídia, sendo a seleção final dos grãos efetuada sob lupa binocular.
As análises isotópicas de enxofre foram realizadas no
Laboratório de Isótopos estáveis da Universidade de Calgary, Canadá, de acordo com os procedimentos descritos
por Iyer et al (1992). Para as análises de isótopos de
enxofre, SO2 foi liberado de mistura da amostra com SiO2V2O5, em sistema de linha de extração de vácuo ajustado
a espectrômetro de massa, usando componentes Micromass 602. As amostras foram aquecidas a 800°C e SO2
foi separado a partir dos gases liberados, especialmente
CO2 e vapor d’água, por meio de destilação fracionada,
usando diferentes misturas congelantes. As razões isotópicas das amostras foram comparadas com gás padrão
do laboratório. As razões isotópicas são dadas em relação a CDT (Canyon Diablo Troilite) e a precisão da análise é de ± 0,2‰. A acuracidade das análises foi verificada por meio da utilização de padrões fornecidos pelo National Bureau of Standards (NBS).
As análises isotópicas de carbono e oxigênio foram
realizadas no Laboratório de geoquímica isotópica da
Universidade Federal de Pernambuco. CO2 gás foi extraído dos carbonatos pulverizados, em linha de alto vácuo, depois de reagir com ácido fosfórico 100%, a temperatura de 25°C por um dia (três dias no caso de dolomitos ou misturas de calcita-dolomita) e limpas criogenicamente, de acordo com o método descrito por McCrea
(1950). O gás CO2 liberado foi analisado para isótopos de
C e O em espectrômetro de massa SIRA II, usando como
referência gás BSC (Borborema Skarn Calcite), o qual,
calibrado pelos padrões NBS-18, NBS-19 e NBS-20, tem
δ18O de -11,28 ‰ PDB e δ13C de -8,58 ‰ PDB. Os
resultados são expressos na notação δ ‰ em relação à
escala internacional do belemnito PeDee (PDB).
A determinação das idades isotópicas Sm-Nd e U-Pb
foi efetuada no Laboratório de Geocronologia do Instituto de Geociências da Universidade de Brasília, coordenado pelo Prof. Dr. Márcio Martins Pimentel. As datações
Re-Os em molibdenita foram realizadas no laboratório de
Geocronologia da Colorado State University (AIRE), sob
responsabilidade da Profa. Dra. Holly Stein.
As análises isotópicas de oxigênio e deutério foram
realizadas no Laboratório de Isótopos Estáveis da Universidade de Queen’s, Ontário, Canadá, pela Dra. Kerry
Klasten.
As análises minerais, em número de 198 pontos, foram
realizadas na Microssonda eletrônica marca Cameca, modelo Camebax SX50 da Universidade de Brasília. Foi utilizada a voltagem de excitação de 15 kV, corrente de 25 h A
e diâmetro de feixe de 5 mm. Os padrões utilizados consistiram em minerais naturais, vidros sintéticos e metais.
O estudo microtermométrico das inclusões fluidas foi
efetuado em 9 lâminas bi-polidas no laboratório de petro-
grafia da UNISINOS, com a platina Chaix Meca (Poty
et al., 1976) instalada sobre microscópio Olympus BH2.
A reprodutibilidade das medidas efetuadas é de aproximadamente 0,2ºC. A curva de calibração do aparelho foi
construída a partir de dados obtidos com inclusão fluida
natural rica em CO2 puro (-56,6ºC), água desmineralizada (0,0ºC) e produtos MERCK indicadores de temperatura (40ºC, 100ºC, 135ºC, 200ºC, 306,8ºC e 398ºC). Foram confeccionadas lâminas bipolidas com espessuras em
torno de 0,3 a 0,5 mm, coladas a frio com Entelan e descoladas com Xylol (Merck art. 8687) para evitar alterações devidas à preparação das amostras. Os cálculos de
salinidade, densidade, isócoras e estimativas de pressão
foram realizados utilizando o programa MacFlinCor (Brown e Hagemann 1994).
O código de todas as amostras apresentadas neste
texto corresponde ao número do furo de sondagem, seguido da profundidade na qual foram coletadas.
Colaboraram nas diversas fases deste trabalho: Dr.
João Batista Guimarães Teixeira (UFBA-CNPq), Dra.
Kerry Klasten (Queen’s University, Canadá), Dra. Holly Stein (Colorado State University), Dr. Sundaram S.
Iyer (University of Alberta, Canadá), Dr. Alcides Nóbrega Sial (UFPE), Dr. Luiz Henrique Ronchi (UNISINOS), Daniel Piraine Travassos (UNISINOS-DTI/
CNPq), Tatiana Rennau dos Santos (UNISINOS), Janice Caldas Araújo (UNISINOS) e Ana Carolina Nowatzki (UNISINOS).
III. CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL
A Serra dos Carajás, a maior província mineral brasileira, está situada no leste do Cráton Amazônico e é comparável às grandes províncias minerais que ocorrem em
outros locais do planeta, tais como a Província Andina e a
do oeste da Austrália. Os depósitos mais importantes da
Serra dos Carajás, além das jazidas de Fe, são os do tipo
óxido de Fe, Cu-Au, cujas reservas e recursos têm aumentado constantemente devido a novas descobertas. A
província foi formada e estabilizada tectonicamente no
Arqueano, tendo sido extensivamente afetada por evento
magmático paleoproterozóico, representado por diversas
intrusões de granitos anorogênicos (Figuras 2 e 3).
O embasamento da região da Serra dos Carajás é
dominado por gnaisses graníticos, tonalíticos e trondhjemíticos, anfibolitos e quartzitos do Complexo Xingu (Silva
et al. 1974), formados há 2.859 ± 2 Ma e migmatizados
há 2.851± 4 Ma (U-Pb, Machado et al. 1991).
Núcleos granulíticos mais antigos, como o Complexo
Pium, alongados segundo E-W e dispostos a sul da Serra
dos Carajás, foram individualizados por Araújo & Maia
(1991). Ocupam áreas restritas e são compostos por granulitos máficos e félsicos, enderbitos e charnoquitos de
161
Caracterização Geológica do Alvo Estrela (Cu-Au), Serra dos Carajás, Pará
idades em torno de 3,0 Ga (Pidgeon et al. 2000), interpretados como fragmentos da crosta inferior, colocados
ao longo de zonas de cisalhamento regionais (Araújo &
Maia 1991).
O Supergrupo Itacaiúnas recobre discordantemente
os gnaisses do Complexo Xingu. As rochas englobadas
no supergrupo compreendem andesitos basálticos e rochas vulcânicas félsicas, nas quais se intercalam formações ferríferas bandadas, rochas vulcanoclásticas e sedimentares clásticas.
O Supergrupo Itacaiúnas foi dividido em três grupos
(DOCEGEO 1988), denominados Salobo-Pojuca, Grão
Pará e Igarapé Bahia. Idades isotópicas recentes demonstraram que estas unidades são cronocorrelatas, embora
não sejam cogenéticas.
O Grupo Salobo-Pojuca compreende faixa deformada, de direção WNW, que baliza a norte a região da
Serra dos Carajás. É composto por rochas vulcanossedimentares, tais como anfibolitos, xistos, formações ferríferas, metagrauvacas e quartzitos depositados entre
2.732 e 2.742 Ma (U-Pb, Machado et al. 1991). Essas
rochas, descritas no depósito de Cu-Au do Salobo inicialmente como metamórficas (Lindenmayer 1990), foram reinterpretadas como provenientes de processos de
alteração hidrotermal que acompanharam a deposição
dos sulfetos de Cu (Lindenmayer & Teixeira 1999).
Rochas vulcânicas andesíticas descritas recentemente
no Alvo Gameleira indicaram proveniência de magma
cálcio-alcalino, geoquimicamente análogo aos magmas
de arcos magmáticos. (eNd(T)= -1,8). A comparação dos
resultados das datações isotópicas Sm-Nd de Salobo
(eNd(T)= -0,1) e Gameleira sugerem que elas sejam cronocorrelatas, todavia, os valores de eNd(T) dessas rochas são indício de que elas não são cogenéticas (Pimentel et al., 2003).
O Grupo Grão Pará (Beisiegel et al. 1973) é formado
por três unidades. A unidade inferior (Formação Parauapebas, DOCEGEO 1988) é constituída por rochas metavulcânicas bi modais, dominadas na base por basaltos toleiíticos continentais (Gibbs et al. 1986, Olszewsky et al.
1989), ou basaltos shoshoníticos (Meirelles e Dardenne
1991) ou ainda andesitos basálticos e quartzo dioritos cálcio-alcalinos, os últimos com afinidades shoshoníticas
(Teixeira & Eggler (1994). No topo da Formação Parauapebas dominam rochas vulcânicas félsicas, traquiandesitos e riolitos, cuja efusão deu-se entre 2.743 ± 11 Ma
(U-Pb, zircão, Trendall et al. 1998) e 2.759 ± 2 Ma (UPb, Machado et al. 1991). Estes dados indicam sincronismo entre a Formação Parauapebas e a deposição do
Grupo Salobo-Pojuca.
A unidade intermediária do Grupo Grão Pará, denominada Formação Carajás (Beisiegel et al. 1973), é composta por jaspilitos esferulícos e formações ferríferas
bandadas, que correspondem ao protominério do ferro
laterítico das grandes jazidas de Carajás. Sua idade mínima é determinada por soleira máfica que a corta, datada
em 2.740 ± 8 Ma (U-Pb, zircão, Trendall et al. 1998).
Figura 2 – Esboço Geológico da região da Serra dos Carajás (modificado de Docegeo 2002).
162
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
A unidade superior (seqüência paleovulcânica superior, Beisiegel et al. 1973; DOCEGEO, 1988 ou upper
metasedimentary sequence, Gibbs et al. 1986), compreende rochas vulcânicas, metagrauvacas, filitos e arenitos, com derrames basálticos, tufos e arenitos tufáceos
intercalados (Gibbs et al. 1986).
O Grupo Bahia, de ocorrência restrita à área da Mina
de Au do mesmo nome, é dominado por rochas metassedimentares (pelitos e ritmitos) e metavulcanoclásticas
félsicas a máficas, nas quais se intercalam metavulcânicas e intrusivas máficas (DOCEGEO 1988). Idade isotópica obtida em rocha vulcânica máfica (2.745 ± 1 Ma,
Galarza et al. 2001) mostrou definitivamente o sincronismo entre as rochas do Supergrupo Itacaiunas.
Todas as unidades anteriormente descritas foram discordantemente recobertas há 2.681 ± 5 Ma (U-Pb, zircão vulcânico sin-deposicional, Trendall et a. 1998) pelos
depósitos clásticos, marinhos rasos a fluviais da Formação Águas Claras (Araújo & Maia 1991, Nogueira e Truckenbrodt 1994), anteriormente denominada de Grupo Rio
Fresco (DOCEGEO 1988) e Formação Gorotire (Beisiegel et al. 1973). A denominação de Formação Gorotire
tem sido utilizada recentemente para designar conglomerados e arenitos conglomeráticos que ocorrem a sul, na
região da Serra do Rabo, onde está localizado o Alvo Estrela (Docegeo 2002) e na região da Serra do Cinzento,
ao norte (Pinheiro & Holdsworth 1997).
Reativações de grandes falhas do embasamento, do
tipo direcional e em regime rúptil-dúctil (Pinheiro & Holdsworth 1997), que ocorreram entre ca. 2.581 e 2.519
Ma, levaram à formação das grandes zonas de falha EW,
denominadas de Carajás e Cinzento, concomitantemente
ao desenvolvimento de assembléias minerais de baixo grau
metamórfico (Pinheiro & Holdsworth 1997), compostas
por clorita e titanita. Durante esta importante reativação,
colocaram-se diversos sills de gabro-diorito, hoje encaixados nas rochas do Grupo Bahia (Ferreira Fº 1985), nos
arenitos da Formação Águas Claras (Barros et al. 1994,
Dias et al. 1996), nas formações ferríferas da Formação
Carajás na Serra Norte (Teixeira & Eggler 1994) e na
Serra Sul (Lindenmayer et al. 2002).
Granitos neoarqueanos alcalinos e metaluminosos deformados, tais como os da Suíte Plaquê (Araújo et al.
1994), com idade de 2.727 ± 29 Ma (Macambira et al.
1996), do Complexo Granítico Estrela (2.763 ± 7 Ma,
Barros et al. 2001), o granito Planalto (2747 ±2 Ma, Huhn
et al. 1999) e o Granito Serra do Rabo (2.743 ± 1,6 Ma,
Sardinha 2003), marcam a existência de fase de deformação regional importante na região (Barros et al. 2001),
concomitante com a efusão dos basaltos do Supergrupo
Itacaiunas.
Durante as reativações tectônicas ocorridas no período entre ca. 2.581 e 2.519 Ma foram colocados os grani-
tos Salobo e Itacaiúnas, respectivamente há 2.573 ± 2
Ma (U-Pb em zircão, Machado et al. 1991) e 2.560 ± 37
Ma (Pb-Pb, zircão, Souza et al. 1996). Estes granitos
possuem também afinidade alcalina, são peraluminosos a
metaluminosos, e foram afetados por deformação dúctil
(Barros et al. 1997; Lindenmayer et al. 2003).
A história tectônica da região da Serra dos Carajás
envolve uma fase de convergência arqueana, seguida pela
atividade de uma pluma mantélica. A subducção ocorreu
abaixo da porção sul da região de alto grau do Complexo
Xingu (Complexo Pium), entre 2,76 e 2,74 Ga. Antes da
colisão, ambas as margens continentais haviam tido história geológica complexa. A margem passiva encontra-se
na borda norte do terreno granito-greenstone do Bloco
Rio Maria, situado a sul, enquanto que a margem ativa foi
também desenvolvida sobre crosta continental antiga,
onde atualmente se situa a Bacia Carajás. No período
entre 1,89 e 1,87 Ga os terrenos de alto e baixo grau foram invadidos por dezenas de plutões graníticos anorogênicos, representados na área pelos granitos Carajás, Cigano, Pojuca e Salobo Jovem. Os granitos paleoproterozóicos de Carajás foram colocados em níveis crustais rasos, durante regime tectônico extensional, em resposta à
atividade de pluma mantélica que deu origem ao vulcanismo continental em todo o Cráton Amazônico entre 1,88
e 1,76 Ga (Figura 2).
Depósitos Minerais
Os maiores depósitos de Cu-Au, atualmente conhecidos na região da Serra de Carajás, encontram-se hospedados em rochas do Supergrupo Itacaiunas: Grupos Igarapé Bahia (Au Bahia e Cu-Au Alemão), Salobo-Pojuca
(Cu-Au Salobo, Cu-Au Gameleira e Cu-Zn Pojuca) e Grão
Pará (Cristalino, Sossego e Alvo 118). Depósitos menores, como Águas Claras e Breves, estão hospedados nos
arenitos da Formação Águas Claras. A variedade das
rochas encaixantes aponta para depósitos epigenéticos
(Tallarico et al., 2000, 2004, Lindenmayer 2003, Botelho
et al., 2004).
Os dados disponíveis atualmente fizeram com que o
modelo óxido de Fe-Cu-Au passasse a ser aceito sem
restrições pela grande maioria da comunidade geológica.
O modelo, porém, tornou-se muito amplo, a ponto de abrigar extensa gama de subtipos, cada um deles com suas
peculiaridades e controles próprios.
A assembléia de minerais de alteração, a paragênese
sulfetada e a associação de metais (Fe-Cu-Au-Mo-CoU-F-ETR) encontradas nos depósitos de Carajás, em
geral, assemelham-se muito às dos depósitos do distrito
de Cloncurry, na Austrália, formados em temperaturas e
profundidades relativamente grandes, tais como Ernest
Henry, Monakoff e Mount Kalbadon (Williams 2000).
163
Caracterização Geológica do Alvo Estrela (Cu-Au), Serra dos Carajás, Pará
Figura 3 – Evolução tectônica da Província Mineral de Carajás (Teixeira & Lindenmayer, 2006).
164
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Os depósitos de Fe-Cu-Au proterozóicos ocorrem em
terrenos cratônicos, são controlados por grandes estruturas tectônicas e se associam com magmatismo anorogênico, ou magmatismo ensiálico, embora depósitos amagmáticos sejam também encontrados (Williams 2000, Pollard 2000). Estão concentrados em rochas de idade desde paleoproterozóica superior até mesoproterozóica inferior (1,8–1,4 Ga),
Os depósitos de Fe-Cu-Au de Carajás parecem apresentar quase todas as feições acima referidas. As extensas falhas do embasamento foram reativadas diversas
vezes (Pinheiro e Holdsworth 1997). Essas reativações
envolveram as grandes zonas de falha EW, denominadas
de Carajás e Cinzento, formadas entre ca. 2.581 e 2.519
Ma e reativadas em torno de 1.8 Ga. As características
estruturais e micro-estruturais descritas no Grupo Salobo-Pojuca, no depósito do Alvo Gameleira, mostram os
domínios de extensa zona de falha transcorrente, importante em escala regional. Trata-se, possivelmente, de estrutura de segunda ordem ligada à Falha Carajás (Lindenmayer et al. 2001). Em falhas secundárias, associadas a essas grandes falhas regionais, estão igualmente
diversos depósitos.
Tendo-se em conta as idades isotópicas disponíveis
para os minerais de minério de Carajás (sem levar em
consideração as possíveis diferenças ocasionadas por
métodos de análises isotópicas distintos), houve três fases de recorrência das mineralizações, todas elas produzindo depósitos minerais com características geológicas
muito semelhantes.
Parece haver um possível zoneamento da razão Cu/S
em escala regional. Esta razão diminui de NW para SE.
Bornita e calcosita predominam no depósito do Salobo,
Gameleira mostra calcopirita>bornita, Bahia apresenta
calcopirita >> bornita, enquanto no Alvo Estrela a assembléia dominante corresponde a calcopirita>pirotita>pirita.
Os grandes depósitos têm as brechas como o tipo principal de minério (sendo Salobo, aparentemente uma exceção). As encaixantes máficas também parecem ser
condição importante para os depósitos maiores. Aparentemente algumas feições que levaram á concentração de
metais são muito importantes, tais como splays de grandes falhas regionais, juntamente com a presença de rochas vulcânicas máficas reativas, intrusões graníticas como
fontes de fluidos, uma unidade impermeável agindo como
barreira aos fluidos mineralizantes hidrotermais-magmáticos e alta razão máfico-félsicas das rochas hospedeiras
(Lindenmayer et al. 2001).
Todos os depósitos são enriquecidos em LILE a também em Co, Ni e Cr, indicando que a composição do fluido mineralizante variou após a interação com rochas graníticas e máficas.
IV. GEOLOGIA DO ALVO ESTRELA
O Alvo Estrela está localizado na Serra do Rabo, extensão leste da Serra dos Carajás, situada no extremo SE
do município de Parauapebas, sudeste do Estado do Pará
(DOCEGEO 2002). Encontra-se em faixa de direção
WNW, com foliação de direção NW e mergulhos próximos da vertical, sub-paralela à falha Carajás (DOCEGEO
2002).
O depósito mineral estudado se encontra diretamente
sobre a cúpula de granito. Há apenas dois afloramentos
na área, um de formação ferrífera e outro de quartzo
diorito. Em conseqüência, a geologia da área, apresentada a seguir, baseia-se na descrição de testemunhos de
furos de sondagem e interpretações das seções 3400 SE
e 3800 SE e descrições parciais das seções 1600 SE, 4100
SE, 4700 SE e 5200 SE, juntamente com reinterpretação
do mapa geológico da área, elaborado por geólogos da
CVRD, em 2002.
Dominam na área rochas neoarqueanas do Grupo Grão
Pará, constituídas por vulcânicas andesíticas, gabros e
riolitos e lentes de formações ferríferas bandadas, estas
últimas representantes da Formação Carajás. Arenitos
atribuídos à Formação Gorotire ocorrem no sudoeste da
área. O pacote é cortado por rochas paleoproterozóicas,
compreendendo ortoclásio-albita granito, não aflorante e
quartzo diorito. O ortoclásio-albita granito apresenta duas
fácies: episienito (quartzo-álcali-feldspato sienito vermelho, ocupando a parte norte da área (Figura 4), e topázioortoclásio-albita granito. Diques de diabásio, orientados
segundo falhas de direção norte-sul são também freqüentes.
Todas as rochas encontradas no alvo, com exceção
dos diques de diabásio, apresentam intensidades variadas
de alteração hidrotermal.
A zona mineralizada parece estar controlada por splays
da Falha Carajás (DOCEGEO 2002), encontrando-se
preferencialmente em faixa de andesitos e gabros subordinados, balizada a NE e SW por riolitos. O minério de
Cu-Au é venular e muitas vezes brechado ou formando
stockworks. Os principais minerais de minério são
calcopirita, pirita, pirrotita, molibdenita e bornita, além de
magnetita.
As rochas vulcânicas félsicas são riolitos porfiríticos
que balizam o pacote principal de andesitos mineralizados,
tanto a NE quanto a SW da área nas seções estudadas
(Figuras 5, 6 e 7). O pacote de riolito que se encontra a
NE da área é bem definido e mais espesso, com espessuras aparentes entre 300 e 500m, enquanto o riolito que se
encontra a SW apresenta espessuras aparentes menores, entre 20 e 50m. O contato entre os pacotes riolítico e
andesítico se dá por meio de zonas de falha, muitas vezes
intensamente brechadas e/ou milonitizadas, como no con-
165
Caracterização Geológica do Alvo Estrela (Cu-Au), Serra dos Carajás, Pará
100
800
LT-4
LT-3
400
SE
9299000 N
de quartzo subédrico e fedspato euédrico, por vezes corroídos, imersos em matriz de granulação fina onde predominam quartzo, feldspato e mica branca, embora em alguns locais a matriz apresente biotita verde e clorita subordinada, emprestando à rocha coloração esverdeada,
diversa da coloração cinza clara usual. Pirita euédrica,
SE
SE
tato a NE, onde a zona brechada é acompanhada por
pronunciada silicificação do riolito. Essas zonas apresentam tanto brechas com fragmentos de brechas pré-existentes, como milonitos brechados, indicando que foram
reativadas diversas vezes sob regimes dúcteis e rúpteis.
O riolito é predominantemente composto por fenocristais
LT-3
LEGENDA
Canga laterítica
FD-17
FD-24
Diabásios
9298000 N
Episienito
Arenitos arcoseanos - Fm. Gorotire
Gabros
Riolitos
Formação ferrífera bandada
FD-15 FD-14
FD-11
9297000 N
FD-41
FD-44
FD-09
Andesitos
FD-43
FD-21
FD-02
S D
FD-01/04
FD-37
FD-42
FD-03
Granito Serra do Rabo
FD-07
FD-16
FD-18
CONVENÇÕES
FD-06
Malha Topográfica
FD-25
Falha inferida
9296000 N
Falha
S
D
Falha normal
FD-23
Furo de sondagem
0
648000 E
649000 E
650000 E
651000 E
652000 E
Figura 4 – Mapa geológico do Alvo Estrela (modificado de Docegeo 2002).
Figura 5 – Seção geológica 3400 SE (modificado de Docegeo 2002).
166
ESCALA 1: 10.000
400m
200
653000 E
Grão Pará
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
calcopirita e pirrotita ocorrem disseminadas na matriz do
riolito.
O pacote de andesito tem espessuras aparentes entre
400 e 650m. Essas rochas são maciças ou foliadas e possuem textura subofítica fina ou textura de fluxo reliquiar.
São compostas por plagioclásio, anfibólios cálcicos e biotita
(siderofilita, protolitionita), assim como turmalina, quartzo, mica branca, apatita e epidoto. Os andesitos constitu-
em o principal hospedeiro da mineralização, em zonas intensamente venuladas.
Os gabros alterados, ocorrem sob forma de apófises
de corpo máfico encaixado em riolitos a norte da zona
mineralizada. As apófises de gabro são observadas em
intercalações medindo 3 a 35 metros ao longo do eixo dos
furos de sondagem, penetrando nos andesitos e riolitos. A
apófise encaixada nos derrames andesíticos têm conta-
Figura 6 – Seção geológica 3800 SE (modificado de Docegeo 2002).
Figura 7 – Seção geológica 4100 SE (modificado de Docegeo 2002).
167
Caracterização Geológica do Alvo Estrela (Cu-Au), Serra dos Carajás, Pará
tos difusos. Os gabros têm textura ofítica a subofítica e
granulação média a grossa, tendo anfibólio cálcico ou
biotita e plagioclásio como minerais de alteração principais. O contato entre andesito e gabro se dá de forma
gradual, sendo que andesito apresenta com maior freqüência zonas intensamente biotitizadas, o que dificulta a determinação da sua espessura, mesmo que aparente. Zonas intensamente brechadas, venuladas e mineralizadas
também são encontradas nos gabros, embora bem menos
representativas do que as existentes nos andesitos.
Existe zoneamento dos sulfetos no Alvo Estrela, com
predomínio de pirita e pirrotita em direção ao norte e oeste, que parece estar relacionado à rocha encaixante:
calcopirita e pirita predominam nos andesitos e gabros e
pirita e pirrotita dominam nos riolitos. A razão S/Cu do
minério, em geral, é mais elevada do que nos depósitos
da região norte da Serra dos Carajás, como Salobo,
Pojuca-Gameleira e Igarapé Bahia, onde predominam
bornita-calcosita, calcopirita-bornita e calcopirita, respectivamente.
Os intervalos mineralizados podem variar de centímetros a vários metros e os veios são compostos por quartzo, turmalina, fluorita, biotita verde, apatita, epidoto, topázio
e mica branca, juntamente com calcopirita, pirita, pirrotita
e muito subordinadamente bornita, junto com magnetita e
ilmenita. São freqüentes as zonas de minério brechado
com espessuras aparentes entre 0,5 cm e 10 m. As brechas são clasto suportadas e nelas, fragmentos angulosos
de andesitos são cimentados por fluorita, quartzo, Febiotita, siderofilita, albita, calcopirita, pirita e pirrotita.
Observam-se zonas greisenizadas, com aspecto
bleached, de cor cinza clara, granulometria fina e espessura aparente entre 6 e 10 metros, cortando as rochas
vulcânicas e os granitos. Contêm quartzo, turmalina,
clorita, topázio, zinnwaldita e protolitionita.
A formação ferrífera bandada, da Formação Carajás,
ocorre em lentes intercaladas no pacote vulcânico, nas
porções NW e SE do Alvo Estrela, desaparecendo completamente na zona do minério. Formação ferrífera
bandada, senso estrito, foi encontrada raramente devido
à deformação intensa a que essas rochas foram submetidas. Na seção 1600 SE, no extremo NW do Alvo, a lente
de formação ferrífera, com espessura aparente de cerca
de 20 m, encontra-se em contato por falha com arenitos
Gorotire brechados. A SE da zona mineralizada, seção
5200 SE, a lente com a mesma espessura aparente da
anterior , mostra contato com gabro também por meio de
falha.
Arenitos, atribuídos à formação Gorotire (Docegeo
2002), ocorrem no extremo oeste da área. Estes arenitos
foram interceptados unicamente pelo furo 24, situado na
Seção 1600 SE. Trata-se de intervalo com cerca de 55m
de espessura aparente de arenitos feldspáticos com ní-
veis conglomeráticos, de cor esverdeada e brechados, em
contato por falha com a formação ferrífera da Formação
Carajás.
O granito Serra do Rabo aflora a sudeste da área do
Alvo Estrela. Trata-se de um biotita-hornblenda-microclínio granito arqueano (2743 ± 1,6 Ma, U-Pb) de assinatura geoquímica alcalina e metaluminosa (Sardinha 2002).
As rochas intrusivas paleoproterozóicas da área compreendem quartzo diorito pórfiro e albita-ortoclásio granito apresentando fácies topázio-albita-ortoclásio granito e
quartzo-álcali-feldspato sienito (episienito) vermelho. O
quartzo diorito é rocha cinza escura, formada por
fenocristais euédricos a subédricos de feldspato, imersos
em matriz de Fe-biotita, quartzo e feldspatos. O ortoclásioalbita granito apresenta uma variedade de cor rósea com
protolitionita (entre 5 e 10%) e outra de cor cinza clara,
por vezes bandada e composta por quartzo, feldspato e
protolitionita (entre 10 e 15%). O episienito - quartzoálcali-feldspato sienito vermelho é constituído por feldspato
potássico, fluorita, clorita e magnetita. O topázio-albita
granito é cinza claro e de granulação fina composto por
quartzo, albita, ortoclásio, zinnwaldita, Li-muscovita e
topázio. Veios de calcopirita com biotita, feldspato
potássico róseo e quartzo são freqüentemente observados nas rochas intrusivas.
Diversos diques de diabásio cortam a área
mineralizada. São nitidamente posteriores aos eventos
mineralizantes, uma vez que cortam todos os litotipos presentes e não apresentam resquícios de alteração
hidrotermal. Os diques têm espessuras aparentes desde
alguns centímetros até 25 metros. Os mais possantes
mostram bordos vítreos e granulação muito fina passando a média à medida que aumenta a distância dos bordos
em direção ao centro do corpo. Sua textura varia de ofítica
a subofítica, com plagioclásio imerso em matriz de
clinopiroxênio e plagioclásio, além de quantidades significativas de magnetita.
V. PETROGRAFIA
Andesitos e gabros
Os andesitos são rochas marrons esverdeadas, variando de maciças a foliadas. São cortadas por diversas
famílias de veios (Figura 8c) e mostram textura subofítica
fina reliquiar e são compostas principalmente por
plagioclásio e biotita, esta última, em substituição aos minerais máficos originais, juntamente com hastingsitapargasita, turmalina, quartzo, mica branca, pirita, calcopirita
e pirrotita, além de magnetita. Agregados arredondados
de quartzo ocorrem dispersos na matriz biotitizada, ocasionalmente apresentando aspecto macroscópico de amíg-
168
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
dalas. Quando imersos em matriz de biotita deformada e
foliada, correspondem a augen de quartzo que
freqüentemente estão nas zonas de cisalhamento no contato entre andesito e riolito (Figura 8b). Há também agregados irregulares de biotita (Figura 8a), com aspecto de
amígdalas, representando, possivelmente, veios cortados
perpendicularmente à direção de percolação dos fluidos.
Os andesitos têm foliação marcada pela orientação
dos filossilicatos e dos minerais radioativos da matriz, principalmente próximo das zonas milonitizadas dos contatos
com riolito. Nessas zonas há um grau de orientação crescente de agregados de quartzo em mosaico, desde irregulares, ainda com resquícios de plagioclásio, até agregados de quartzo com textura augen ou oceolar
(protomilonito), chegando a milonito. Nos milonitos observam-se ainda bandas de quartzo levemente dobradas,
intercaladas com bandas de Fe-biotita marrom, nas quais
se distribuem trilhas de minerais radioativos (Figura 8b).
A assembléia mineral mais antiga dos andesitos, sobre
a qual se observam as substituições minerais posteriores,
é composta por hastingsita-pargasita, albita, quartzo,
magnetita e ilmenita, correspondendo à fase de alteração
pré-mineralização, de natureza cálcico-sódica. Em algumas amostras a assembléia mineral consiste em
hastingsita-Fe-pargasita, clorita, albita, quartzo, epidoto e
biotita, sugerindo a existência de fase metamórfica anterior à alteração cálcico-sódica. Essa assembléia é substituída por biotita, albita, quartzo, turmalina, fluorita, flúorapatita e titanita, juntamente com calcopirita, pirita, pirrotita
e molibdenita, caracterizando a alteração potássica, as-
(a)
(b)
(d)
(e)
sociada à sulfetação. Posteriormente, forma-se uma associação mineral tardia composta por quartzo, turmalina,
mica branca (Li-muscovita e zinnwaldita), clorita e topázio,
em zonas localizadas. Os detalhes dessas substituições
são apresentados a seguir e estão resumidos na figura 9.
O plagioclásio mais antigo (oligoclásio-andesina, Ab68-75)
é subédrico a euédrico e parcial ou completamente substituído por albita (Ab99). Mede entre 75 ìm e 0,83 mm e
apresenta geminações reliquiares do tipo albita-carlsbad.
Suas bordas são parcial ou completamente corroídas pela
Fe-biotita marrom ou verde e por hastingsita. Por vezes
ocorrem ripas maiores (2 a 3 mm) imersas em matriz
subofítica, resquícios de provável textura porfirítica. Nas
zonas mais alteradas aglomerados de Fe-biotita verde ou
marrom expandem-se, destruindo a textura subofítica original (Figura 9b).
A Fe-biotita marrom ocorre, por vezes, como grandes
lamelas (0,38 a 2 mm), preservando no seu interior a
clivagem do máfico predecessor, na forma de agulhas de
rutilo (Figura 9c). As lamelas de Fe-biotita provavelmente correspondem a geração mais antiga do que a Fe-biotita
verde, pois têm suas bordas corroídas por diminutos cristais (15 ìm a 0,75mm) desta última. Geração tardia de
Fe-biotita marrom, presente na matriz da rocha em zonas
indeformadas, tem a forma de lamelas decussatas medindo entre 15ìm e 0,15 mm, corroendo os cristais de
plagioclásio remanescentes do protólito, assim como a
albita neoformada.
Shorlita precoce, associada à Fe-biotita marrom, é
euédrica a subédrica, formando aglomerados ou em for-
(c)
Figura 8 – (a), (b) e (c) – Aspectos
macroscópicos dos andesitos. (a) Textura
subofítica fina composta de biotita marrom e plagioclásio, onde ocorrem agregados de biotita verde; (b) Andesito
foliado com matriz de biotita marrom, com
augen de quartzo; (c) Andesito venulado
(veios de quartzo e fluorita) e brechado,
com matriz de biotita verde e plagioclásio.
(d) e (e) Aspecto macroscópico dos
gabros. (d) Gabro com veios de quartzo e albita cortando a matriz parcialmente biotitizada; (e) Gabro com textura ofítica
reliquiar, composto de anfibólios cálcicos, plagioclásio e biotita, cortado por veios de quartzo, biotita verde e albita. As
escalas medem 2cm.
169
Caracterização Geológica do Alvo Estrela (Cu-Au), Serra dos Carajás, Pará
ma de leque. Geralmente zonada, apresenta bordas de
cor marrom acastanhado e centro azul (Figuras 9c e 9d).
A shorlita tardia ocorre como cristais isolados ou agregados sob forma de roseta. Apresenta cores variadas de
pleocroismo, desde marrom acastanhado a azul, e seções
basais zonadas, variando de marrom acastanhado nas
bordas a azul no centro. Fe-biotita e chamosita ocasionalmente corroem a shorlita (Figura 9b).
Flúor-apatita precoce é subédrica (75 ìm a 2,13 mm),
e fraturada, tendo as bordas corroídas por Fe-biotita verde (Figura 9d).
Fluorita é mineral muito abundante nas rochas do Alvo
Estrela, sendo observada na matriz de Fe-biotita verde e
hastingsita, circundada por auréolas de minerais radioativos, juntamente com aglomerados semicirculares de mica
branca, além de epidoto, magnetita, calcopirita e
molibdenita. Forma, muitas vezes, cintas em torno de cristais de calcopirita e epidoto, isolando estas fases cristalinas do contato direto com a biotita.
A chamosita é alteração esporádica de Fe-biotita. No
andesito tem razão Fe/Fe+Mg entre 0,88 e 0,91, enquanto no gabro é mais magnesiana (Fe/Fe+Mg 0,634 e 0,65).
O epidoto (Fe-epidoto com PS= 27,43-28,84) associase, na maioria das vezes, a auréolas de minerais radioativos e ou fluorita.
A mica branca tardia invade a matriz de Fe-biotita
marrom dos andesitos, sob forma de lamelas diminutas
(15 ìm a 0,17 mm) arranjadas na forma de agregados
arredondados a subangulosos (Figura 9f). Nesses agregados de mica branca observam-se shorlita, albita,
magnetita ou ainda fragmentos da matriz de Fe-biotita
marrom.
O gabro tem granulação média a grossa e textura
ofítica ou subofítica, sendo composto por anfibólios
cálcicos (hastingsita, Fe-pargasita e Fe- hornblenda),
plagioclásio e biotita subordinada. Tem cores que variam
entre cinza esverdeado e cinza amarronzado (Figura 8b).
A cor cinza esverdeada indica o predomínio de anfibólios
e biotita verde, enquanto a cor cinza amarronzada denota
a presença de biotita marrom, substituindo os anfibólios.
Junto com biotita observa-se ainda turmalina, apatita,
fluorita, quartzo e mica branca.
Zonas venuladas cortam o gabro (Figura 8c). Os veios compostos por quartzo, biotita verde, mica branca,
topázio, fluorita, turmalina, epidoto, albita, clorita e carbonatos, podem ou não estar acompanhados de fases
sulfetadas como pirita, calcopirita, pirrotita, bornita (subordinada), molibdenita e magnetita.
O gabro apresenta zonas intensamente brechadas, nas
quais os fragmentos da matriz encontram-se cloritizados
(a)
(b)
(c)
(d)
(e)
(f)
Figura 9 – Fotomicrografias da matriz do andesito. (a) Textura subofítica reliquiar, composta de plagioclásio albitizado,
hastingsita e Fe-biotita verde que corrói as bordas destes minerais; (b) Textura subofítica reliquiar parcialmente substituída
por Fe-biotita marrom que também corrói as bordas do cristal de shorlita. Notável é presença de minerais radioativos em meio
à Fe-biotita; (c) Grandes lamelas de Fe-biotita marrom com bordas corroídas pela Fe-biotita verde, percebe-se também a
grande quantidade de cristais de shorlita, albita e quartzo disseminados na matriz de Fe-biotita verde; (d) Fe-biotita (Z=
verde) corrói as bordas de cristais de F-apatita e shorlita; (e) Fotomicrografia do andesito deformado, com augen de quartzo
parcialmente recristalizado envolto por chamosita; (f) Fe-biotita marrom corroendo os aglomerados de albita. Observar o
aglomerado de mica branca, com cristais de shorlita no seu interior, invadindo a Fe-biotita marrom.
170
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
e cimentados por quartzo e albita e quartzo, fluorita e
epidoto. Por vezes, essas zonas brechadas encontram-se
superimpostas às antigas zonas venuladas, indicando
recorrência de eventos rúpteis.
Tal como nos andesitos, as zonas de textura subofítica
reliquiar e assembléias minerais compostas por anfibólios
cálcicos, plagioclásio, quartzo, magnetita, ilmenita e
subordinadamente siderofilita e biotitas correspondem à
alteração sódico-cálcica. As assembléias minerais formadas por siderofilita, biotitas, turmalinas, chamosita, quartzo, albita, fluorita, Fe-epidoto, apatita, minerais radioativos e sulfetos correspondem à alteração potássica. Já as
rochas constituídas por quartzo, chamosita, turmalinas,
topázio, fluorita, titanita, zinnwaldita e Li-muscovita
correspondem a greisenização incipiente tardia.
Gradativamente as texturas ofíticas e subofíticas do
gabro são destruídas, devido à substituição tanto dos
anfibólios quanto do plagioclásio pela siderofilita (verde)
e por ambas as biotitas (Figura 10a), que tendem a predominar na matriz, neste caso, com textura decussatada,
acompanhadas de epidoto, turmalina, titanita, fluorita,
quartzo e minerais radioativos.
O plagioclásio mais antigo (oligoclásio, Ab70-75) é substituído por albita (Ab98-99) e ambos apresentam bordas
parcial ou completamente corroídas por anfibólios e por
biotitas (Figura 10b).
Os anfibólios cálcicos são hastingsita e Fe-hornblenda,
com pleocroísmo de verde claro a verde escuro azulado.
São subédricos a anédricos, e estão parcial ou completamente substituídos por siderofilita, Fe-biotita e Mg-biotita
(Figura 10c).
Nas zonas menos alteradas ocorrem ainda cristais
anédricos de Fe-epidoto (PS = 28,71-33,29), por vezes
apresentando suas bordas corroídas pelos anfibólios (Figura 10b).
A alteração potássica é representada principalmente
por biotita, marrom quando Fe-biotita e marrom castanho
a bege, quando Mg-biotita. Ambas formam lamelas decussatas, medindo entre 75mm e 0,1 mm, concentrandose em aglomerados irregulares em torno de magnetita
esqueletal (pseudomórfica de mineral máfico), em coexistência com siderofilita (Figura 10d). Biotita marrom
chega a dominar completamente, juntamente com aglomerados irregulares de titanita, fluorita subarredondada e
quartzo.
Dravita subédrica a euédrica e com zonação de castanho nas bordas a azul no centro está presente de forma
isolada ou em aglomerados em meio à matriz de siderofilita, Fe-biotita e Mg-biotita (Figura 10e).
Minerais radioativos (incluindo uraninita) são freqüentemente observados junto à siderofilita verde e à biotita
marrom, como aglomerados circulares que dão origem a
(a)
(b)
(c)
(d)
(e)
(f)
Figura 10 – Fotomicrografias dos gabros. (a) Matriz composta por plagioclásio, anfibólios cálcicos e siderofilita; (b) Feepidoto fraturado e plagioclásio corroídos por anfibólios cálcicos; )c) Plagioclásio e anfibólios cálcicos corroídos por Febiotita marrom e siderofilita; (d) Núcleos de Mg- e Fe-biotitas com magnetita esqueletal, junto com siderofilita substituindo
textura subofítica reliquiar; (e) Fe-biotita e Mg-biotita apresentando minerais radioativos orientados em trilhas e dravita
zonada; (f) Mg- e Fe-biotita corroendo cristais de albita, além de aglomerados de zinnwaldita e Li-muscovita invadindo a
matriz.
171
Caracterização Geológica do Alvo Estrela (Cu-Au), Serra dos Carajás, Pará
halos pleocróicos distribuidos em trilhas orientadas (Figura 10e).
A siderofilita verde e tardia compreende lamelas decussatas, medindo entre 25mm e 1 mm. Substitui os anfibólios e corrói os plagioclásios gradativamente até predominar sobre toda a matriz. Em geral apresenta-se parcial
ou completamente transformada em Mg-chamosita.
Em meio à rocha ainda com textura subofítica reliquiar,
constituída de plagioclásio, Mg-biotita e Fe-biotita, ocorrem
aglomerados arredondados a semi-angulosos de
zinnwaldita e Li-muscovita incolores, tardios e formados
por indivíduos muito pequenos (15ìm e 0,18 mm). Os
aglomerados apresentam por vezes no seu interior cristais
de dravita com bordas corroídas pelas micas, magnetita
esqueletal ou ainda fragmentos da matriz composta por
biotita (Figura 10f).
Veios
O minério de Cu-Au do Alvo Estrela é tipicamente
venular, sendo notável a quantidade e variedade de veios,
veios brechados e brechas mineralizadas cortando o pa-
cote rochoso. O conjunto é formado por veios e vênulas
com assembléias minerais distintas em andesito e gabro.
Todas as espessuras referidas são aparentes, pois foram
medidas em testemunhos de sondagem.
As vênulas e veios variam em espessura desde alguns
milímetros, como as vênulas de quartzo-fluorita medindo
entre 1 e 5mm, até dezenas de centímetros, como os veios de biotita verde-quartzo-epidoto (15cm) e de quartzomica branca-fluorita–calcopirita (30cm). As zonas
brechadas apresentam espessuras entre 5cm e quase 1m,
compreendendo brechas de fluxo em que fragmentos
angulosos da matriz da rocha, na maioria das vezes
biotitizados ou cloritizados, são cimentados por fluorita,
quartzo e biotita verde, ou ainda por quartzo e magnetita.
No gabro as vênulas são de quartzo-fluorita e calcopirita
e os veios maiores, chegando até a 30-40 cm de espessura, são de biotita verde, quartzo, fluorita e calcopirita.
A descrição detalhada dos testemunhos de sondagem
permitiu identificar a presença de veios com assembléias
minerais distintas, assim como suas relações de contato,
possibilitando vislumbrar a sucessão mineral e a seqüência dos veios:
Figura 11 – Estágios de alteração hidrotermal observados em gabro e andesitos
172
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
A – quartzo e veios de magnetita dobrados;
(a)
B – quartzo + albita (figura 12a); quartzo + albita +
calcopirita e pirrotita; quartzo + pirita e veios de
biotita verde + quartzo;
C – quartzo + turmalina + calcopirita>pirrotita;
D – biotita verde + quartzo + fluorita + calcopirita +
pirita + molibdenita; de biotita verde + quartzo +
fluorita + calcopirita + pirita +calcita; quartzo +
turmalina + biotita verde + albita + epidoto +fluorita
(figura 12b e 12d);
E – quartzo + biotita verde; quartzo + biotita verde +
feldspato potássico; biotita verde + quartzo +
calcopirita> pirrotita (figura 12c);
F – quartzo + calcopirita + pirita; quartzo + mica branca + turmalina + clorita; quartzo + mica branca +
turmalina + topázio;
(c)
G – quartzo + fluorita; veios de quartzo (figura 12b).
A seqüência das venulações encontrada nos gabros é
apresentada a seguir:
A – veios de quartzo dobrados e veios de quartzo +
magnetita ;
B – quartzo +albita + calcopirita; quartzo + calcopirita
+ pirita + magnetita;
C – biotita verde + quartzo;
D – quartzo + biotita verde + turmalina; quartzo +
turmalina + calcopirita;
E – quartzo + turmalina + fluorita; biotita verde +
fluorita + calcopirita (figura 12b);
F – quartzo + mica branca + turmalina + clorita +
epidoto; quartzo + mica branca + turmalina +
topázio e vênulas de quartzo e fluorita;
(e)
(a)
(b)
(d)
(e)
G – veios de quartzo (figura 12a, 12e).
(b)
Nos andesitos quartzo anédrico a euédrico mede entre 15ìm e 7 mm, distribuindo-se nas laterais dos veios,
freqüentemente com textura em pente (figura 12b), e também no interior dos mesmos. Nos gabros aparece em pente
(figura 23A) ou mosaico no interior de veios de quartzo +
biotita verde + turmalina e de quartzo + turmalina +
calcopirita.
Albita é subédrica a anédrica, distribuindo-se junto com
quartzo e calcopirita nos gabros.
Siderofilita verde ocorre como lamelas de vários tamanhos (25 ìm a 7 mm) com textura em pente, ocupando
as bordas junto com siderofilita + quartzo + fluorita (figura 13c e 13d) nos andesitos e junto com siderofilita + quartzo e quartzo + siderofilita + turmalina (figura 13b) nos
gabros. Alternativamente, distribui-se na forma de finís(d)lamelas no interior dos veios, em meio a outros misimas
nerais, tanto nos gabros como nos andesitos.
Schorlita apresenta-se zonada com cores de pleocroismo variando de marrom nas bordas a azul no centro nos
andesitos, e azul marinho a azul claro nos gabros. Muito
fraturada, está na zona interna de veios de quartzo + turmalina + calcopirita>pirrotita, ou nas laterais daqueles
contendo quartzo + turmalina + biotita verde + albita +
epidoto + fluorita. Nos últimos apresenta textura em pente e por vezes cresce em continuidade óptica com siderofilita (figura 13c). Schorlita também se encontra em meio
a cristais de quartzo e mica branca, apresentando bordas
corroídas por esta, ou sendo substituída por clorita, principalmente em veios de quartzo + mica branca + schorlita
+ topázio.
(f)
(c)
Figura 12 – Aspecto macroscópico de
veios em andesito e gabro. (a) Zona
stockwork com veios de quartzo e albita
em andesito, (b) Veio de biotita verde,
quartzo e turmalina cortado por vênulas
de quartzo, (c) Veio de biotita verde,
quartzo, fluorita e calcopirita, (d) Veio
de biotita verde, fluorita roxa e epidoto.
(e) Veios de biotita verde e quartzo cortados por vênulas de quartzo. A escala
mede 2cm.
173
Caracterização Geológica do Alvo Estrela (Cu-Au), Serra dos Carajás, Pará
Nos andesitos epidoto está nas bordas de veios de
quartzo + turmalina + siderofilita + albita + epidoto +
fluorita, vinculado a minerais radioativos. Nos gabros encontra-se com quartzo e mica branca em veios de quartzo + zinnwaldita + turmalina + clorita + epidoto.
Fluorita encontra-se em meio aos outros minerais, na
maioria das vezes, restringindo-se ao interior de veios de
quartzo + fluorita, freqüentemente junto com sulfetos (figuras 13d e 14b) e circundando-os (figura 14c), como
nos veios de siderofilita + quartzo + fluorita + calcopirita
+ pirita + molibdenita.
Zinnwaldita forma lamelas muito finas que medem
entre 1 e 2 ìm nos andesitos e entre 20 e 50 ìm nos gabros,
distribuindo-se às vezes nas bordas junto com quartzo +
mica branca + turmalina + clorita. Concentra-se também
nas zonas centrais e circunda quartzo, corroendo-o nos
veios de quartzo e turmalina (figura 13a, 13b e 13f). Nos
gabros é distribuída em meio aos cristais de quartzo, em
geral na parte interna de veios de quartzo + zinnwaldita +
turmalina + clorita + epidoto e veios de quartzo +
zinnwaldita + turmalina + topázio.
Topázio anédrico a subédrico associa-se a quartzo e
turmalina em veios de quartzo+ topázio e de quartzo +
zinnwaldita + turmalina + topázio.
(a)
(b)
(d)
(e)
Lamelas de chamosita (Fe/Fe+Mg entre 0,88 e 0,91),
medindo entre 5 ìm e 0,3 mm, substituem siderofilita e
turmalina. Em veios monominerálicos têm textura em
chama (figura 13c, 13e, 13f).
Minério
O minério do Alvo Estrela é constituído por calcopirita,
pirita, pirrotita, bornita (subordinada) ± molibdenita, junto
com magnetita, acompanhados de ganga de quartzo,
fluorita, albita, siderofilita, turmalina, epidoto, chamosita,
topázio e esporadicamente calcita.
O minério sulfetado está visivelmente associado aos
veios hospedados no andesito (Figuras 15a, b, c, d). Apesar da estreita relação dos sulfetos com os veios, calcopirita
também está disseminada na matriz do andesito.
Calcopirita disseminada é invariavelmente circundada por
halos de fluorita, isolando-a do contato direto com as Febiotitas marrons e verdes.
Os veios mais antigos e que antecedem a mineralização
consistem em quartzo e quartzo + magnetita. São
geralmente deformados, estirados, dobrados e rompidos,
sendo cortados por diversas famílias de veios portadores
de assembléias minerais variadas. Os veios mineralizados
(c)
(f)
Figura 13 – Fotomicrografias. (a) Vênula de quartzo, turmalina (rara) e zinnwaldita no centro. Observe que mica branca
corrói os cristais de quartzo da zona central. Observar também shorlita na matriz do andesito (b) Vênula de cristais de quartzo
com textura em pente nas bordas, tendo seu interior preenchido por quartzo e mica branca que corrói este último. (c) Borda
de veio preenchido por fina película de quartzo, seguida de siderofilita com textura em chama e shorlita em continuidade
óptica com siderofilita. O interior do veio é composto de quartzo e fluorita. (d) Borda de veio preenchido por grandes lamelas
de siderofilita seguidas de cristais de calcopirita que preenchem a clivagem da siderofilita. A parte interna do veio é composta
por fluorita. (e) Borda de veio brechado de chamosita com textura em chama. O centro é preenchido por quartzo. (f) Brecha
apresentando clastos do andesito com matriz cloritizada e clasto composto de mica branca, todos cimentados por albita com
textura em pente.
174
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
(a)
(b)
(c)
(d)
(a)
Figura 14 – Fotomicrografias de veios. (a) Borda de veio
composto de quartzo, albita com textura em pente e siderofilita.
(b) Borda de veio com siderofilita com textura em pente,
turmalina fraturada, fluorita e quartzo no interior. (c) Borda
de veio com siderofilita, quartzo e clorita, além de fluorita,
que circundam grande cristal de calcopirita (opaco). (d) Brecha apresentando clastos de gabro com matriz cloritizada,
cimentados por albita iron coated com textura em pente.
(b)
(c)
(d)
Figura 15 – Veios em andesito. (a) Veio de calcopirita, quartzo e magnetita dobrado. (b) Calcopirita em veio de quartzo,
biotita verde e turmalina. (c) Veio de pirrotita, calcopirita e
quartzo. (d) Veio de biotita verde (bordas) e calcopirita. A
escala mede 2 cm.
compreendem quartzo com calcopirita e pirita; quartzo,
albita, calcopirita, pirita e pirrotita; quartzo, turmalina,
fluorita, biotita verde, calcopirita e pirrotita; e biotita verde,
quartzo, fluorita, calcopirita, pirita e molibdenita.
Minério brechado também é observado, sendo mais
importantes as brechas do tipo break up, nas quais fragmentos angulosos, tanto de andesito, como de gabro são
cimentados por quartzo, fluorita, albita, calcopirita, pirita,
pirrotita, e magnetita. Veios não mineralizados, formados
por quartzo e fluorita, sucedem a mineralização.
Calcopirita é o mineral de cobre mais importante na
área. Análises efetuadas em microssonda eletrônica revelaram até 0,177 (átomos por unidade fórmula - apfu)
de ouro em sua estrutura cristalina. Seus grãos têm formas variadas, medindo entre 4 ìm e 12,5 mm. Os indivíduos menores estão dispostos na matriz dos andesitos e
gabros, próximos do contato com os veios. Calcopirita
também cimenta alguns veios, circundando e preenchendo as fraturas de fases silicatadas como turmalina ou ainda interpenetrando planos de clivagem de siderofilita.
175
Caracterização Geológica do Alvo Estrela (Cu-Au), Serra dos Carajás, Pará
As texturas secundárias indicam que a calcopirita foi
substituída, tanto por pirrotita que pode dispor-se ao longo de fraturas (Figura 16a) e gerar estruturas do tipo
“atol” (Figura 16d), quanto por pirita que utilizou irregularidades e fraturas para se instalar e dar início ao processo de substituição (Figura 17f). Calcopirita substitui pirita,
chegando a originar estruturas em “ilha” (Figura 16a),
apesar de algumas raras texturas de substituição revelarem o contrário.
Pirita é cobaltífera e varia de anédrica a euédrica,
medindo entre 4 ìm e 2,25 mm (Cu = 0-0,822, Au = 00,04, Co = 0,012-1,756 puf). Texturas primárias de deposição são evidenciadas a partir da presença de cristais
com faces bem desenvolvidas e de formas semicirculares ou aleatórias nos veios (Figuras 17c e d). As texturas
secundárias indicam que pirita é substituída tanto por
calcopirita, como se observa na figura 16a, quanto por
pirrotita em estruturas do tipo “atol” (Figura 17 B).
A maioria das texturas secundárias de substituição
revela que pirita é substituída por outras fases sulfetadas.
Todavia, ela também substitui calcopirita como mostrado
na figura 17f.
Pirrotita é niquelífera e ocorre somente nos veios em
indivíduos anédricos a subédricos com dimensões entre 5
ìm e 4mm (Au = 0-0,139, Ni = 0,147-0,375 apfu). Pirrotita
substitui calcopirita em diferentes níveis de intensidade,
desde cristais orientados em “trilhas” que se alojaram ao
longo de fraturas em calcopirita (Figura 17a), até substituições mais pervasivas, em que calcopirita apresenta
estruturas do tipo “atol” (Figura 16d). Embora pirrotita
substitua principalmente calcopirita, pirita com estrutura
do tipo “atol”, indicando o inverso, também é observada
(Figura 17b).
Molibdenita (Mo = 32,757-33,116, Cu = 0,461-1,132,
Au = 0-0,133 apfu) mede entre 0,25 e 7,5 mm, restringindo sua ocorrência aos veios, em que constitui dois tipos
texturais distintos, indicando ter se formado em duas gerações diferentes. Lamelas deformadas encontram-se
presentes nas bordas externas dos veios (Figura 16e),
sendo representantes de geração antiga e deformada.
Lamelas diminutas, não deformadas e distribuídas em trilhas ao longo da lateral interna dos veios, representam a
segunda geração (Figura 16f). Ambos os tipos texturais
estão associados a calcopirita não deformada.
Magnetita (5ìm a 4 mm), assim como molibdenita, apresenta também mais de uma geração. A geração mais antiga corresponde a cristais esqueletais, provavelmente
remanescentes pseudomórficos dos minerais ferromagnesianos originais das rochas máficas (Figura 16b),
substituídos pela Fe-biotita marrom. Magnetita venular,
mais nova, pode ser subédrica (Figura 16e) e constituir
grandes cristais, ou euédrica associada a calcopirita e pirita
(Figura 16c). Magnetita euédrica, inclusa em calcopirita
é parcialmente substituída por este último mineral.
(a)
(b)
(c)
(d)
(e)
(f)
Figura 16 – Fotomicrografias de minerais de minério. (a) Pirita com estrutura em “ilha” substituída por calcopirita; (b)
Magnetita esqueletal marcando a clivagem de mineral máfico anterior à Fe-biotita; (c) Cristais de magnetita com textura
primária, parcialmente substituídos por calcopirita; (d) Estrutura do tipo “atol” decorrente da substituição de calcopirita
por pirrotita; (e) Molibdenita deformada da geração mais antiga e calcopirita, em veio de quartzo-turmalina-fluorita; (f)
Molibdenita não deformada da geração tardia.
176
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
(a)
(b)
(d)
(e)
(c)
(f)
Figura 17 – Fotomicrografias de minerais de minério. (a) Pirrotita substituindo calcopirita ao longo das fraturas. (b) Pirita
com estrutura em “atol” parcialmente substituída por pirrotita. (c) Pirita euédrica distribuída em círculo. (d) Pirita e
calcopirita anédricas distribuídas aleatoriamente. (e) Magnetita euédrica e subédrica associada a calcopirita anédrica. (f)
Calcopirita maciça com bordas irregulares. parcialmente substituída por pirita.
Figura 18 – Sucessão mineral dos veios de minério do Alvo Estrela.
Ilmenita euédrica a subédrica distribui-se em meio a
siderofilita e a quartzo de veios, além de ocorrer inclusa
em calcopirita, geralmente ocupando as bordas dos cristais.
A sucessão mineral do minério do Alvo Estrela encontra-se sumarizada no quadro da figura 18.
177
Caracterização Geológica do Alvo Estrela (Cu-Au), Serra dos Carajás, Pará
Riolitos
Os riolitos apresentam coloração acinzentada e
granulação média a fina, mostrando textura porfirítica e
matriz criptocristalina a microcristalina e microporfirítica
com matriz criptocristalina. Ambos os tipos de matriz são
cortados por veios de sericita, albita, Fe-biotita, turmalina,
calcopirita, epidoto, fluorita, quartzo e sericita.
Os riolitos situados mais próximos do contato com os
granitos apresentam grau de alteração hidrotermal mais
pronunciado. São de coloração acinzentada, ou localmente
esverdeada, em geral, exibindo feições de substituição por
siderofilita mais pronunciadas, que correspondem a
potassificação incipiente, concomitante à albitização.
Os riolitos foram agrupados segundo o grau de alteração: incipiente (A) ou intensa (B) (Figura 19). O contato
do riolito A com o riolito B é difuso e transicional, com
progressiva diminuição da quantidade de quartzo e de
fenocristais, ao mesmo tempo em que aumenta a porcentagem modal de siderofilita. Observa-se também
cloritização da siderofilita, arredondamento nos cristais
de agregados cristalinos de quartzo e foliação progressivamente mais acentuada com a proximidade de zonas
deformadas.
O riolito é composto por fenocristais de oligoclásio,
quartzo e ortoclásio imersos em matriz de oligoclásio,
ortoclásio, quartzo e Fe-biotita, juntos com siderofilita,
sericita, clorita, zircão, allanita, epidoto, turmalina, fluorita,
minerais radioativos (uraninita?), topázio e siderita, além
Figura. 19 – Contato entre riolito menos alterado, observado
do lado esquerdo, e riolito alterado do lado direito da foto.
de pirita, calcopirita, pirrotita, magnetita, molibdenita e
hematita.
Quartzo foi observado sob três formas distintas, denominadas Qz1, Qz2, e Qz3. Qz1 é fenocristal; Qz2 ocorre
sob a forma de grãos isolados e com a metade do tamanho de Qz1; Qz3 corresponde a agregados cristalinos
observados somente em veios.
Os cristais de Qz1 têm hábito subédrico com dimensões maiores que 2,0 mm e extinção ondulante (Figura
20a). Em geral formam cristais isolados com as bordas
ora arredondadas, ora circundadas por agregados de
quartzo Qz3. Raras são as bordas com textura em peneira, em que siderofilita é englobada, indicando que quartzo
da borda é mais jovem que quartzo do núcleo e siderofilita.
As inclusões de ortoclásio, fluorita incolor e epidoto são
freqüentes, concentrando-se principalmente no núcleo dos
cristais de Qz1, juntamente com allanita e albita substituídas por siderofilita. Fraturas preenchidas por mica branca, Fe-biotita, siderofilita, clorita, agregados de quartzo
Qz3 e fluorita cortam os cristais de Qz1.
(a)
(b)
(c)
(d)
(e)
(f)
Figura 20 – (a) Fenocristais de Qz1. (b) Cristais de Qz2 na matriz. (c) Fenocristal de Qz1 cortado por veios de Qz3. (d)
Oligoclásio (Ol) fraturado, deformado e albitizado. (e) Cristais de ortoclásio (Or) em veio. (f) Siderofilita (Sid) e turmalina
(Tur).
178
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Qz2 ocorre como grãos isolados e com a metade do
tamanho do Qz1 (0,8 mm) (Figura 20b). Tem hábito
subédrico e euédrico e em geral seus cristais são límpidos,
porém alguns indivíduos apresentam trilhas de albita e
siderofilita, formando rendilhado xadrez.
Qz3 corresponde a agregados cristalinos observados
somente em veios. Em geral os indivíduos têm dimensões
próximas de 0,5 mm e extinção ondulante (Figura 20c).
Ocorrem em veios junto com fluorita roxa e calcopirita e
também selam veios posteriores aos de siderofilita.
Plagioclásio está representado por duas gerações diferentes. A primeira aparenta ser ainda ígnea (An21-27) e
a segunda é de albita quase pura (An1–1,5). Oligoclásio
forma cristais prismáticos com dimensões entre 1,0 a 4,0
mm, apresentando geminação albita (por vezes, interrompida) e/ou Carlsbad (às vezes, reliquiar). Alguns
fenocristais têm as bordas arredondadas e outros, irregulares, corroídas pela matriz.
Normalmente os fenocristais mostram antipertitas com
forma de chama (Figura 20d). São substituídos por sericita,
siderofilita e epidoto ao longo dos planos de clivagem e
fraturas, principalmente no núcleo. Clorita e Qz3 adentram
os cristais de oligoclásio na forma de gotículas, imprimindo aspecto pontilhado.
Albita ocorre ao redor do antigo oligoclásio e em continuidade óptica. Em cristais individuais apresenta
geminação em chama. Pode estar associada a Qz3 em
vênulas que cortam a primeira geração de plagioclásio
junto com siderofilita cloritizada. Albita também foi observada englobando Fe-biotita, mica branca e epidoto em
coroas de substituição. Apresenta-se quebrada e cimentada por siderofilita.
Ortoclásio ocorre como prismas fraturados e zonados,
tendo sido observado somente em veios (Figura 20e) com
dimensões individuais de 1 a 2 mm e intensa alteração
para siderofilita e clorita nas bordas. Os indivíduos são
pertíticos, mostram fantasmas de geminação Carlsbad e
muitas inclusões de fluorita. Suas fraturas são preenchidas por Fe-biotita e turmalina.
A matriz consiste em massa de Qz2 com textura em
mosaico e foliação marcada por Fe-biotita e siderofilita,
oligoclásio substituído por biotita verde e albita quase totalmente transformada em mica branca, além dos minerais descritos a seguir.
Mica é representada por quatro gerações. A mais antiga é Fe-biotita, a segunda é siderofilita, a terceira é
protolitionita e a quarta geração é zinnwaldita. Fe-biotita
da matriz está junto com fenocristais de oligoclásio,
ortoclásio e Qz1 e na forma de vênulas. Nas rochas menos alteradas Fe-biotita com pleocroísmo verde acastanhado está geralmente associada a mica branca, apre-
sentando inclusões de minerais radioativos que formam
halos pleocróicos.
Siderofilita com pleocroismo em tons esverdeados é a
mica mais comum (Figura 20f), aumentando sua proporção na medida em que a rocha se mostra mais hidrotermalizada. Os cristais têm dimensões que variam de 0,08
mm a 0,4 mm. Siderofilita tem as bordas corroídas e intensa alteração para clorita. Na forma venular, siderofilita, corta Qz1 e aglomerados de fluorita lilás e cimenta
veios com este mineral, bem como substituí ortoclásio,
oligoclásio e epidoto. Siderofilita é substituída por protolitionita e clorita, sendo que alguns cristais desenvolvem
coroas de fluorita com feições texturais tipo atol, evidenciando reação de substituição entre siderofilita e fluorita.
Protolitionita e zinnwaldita são incolores e ocorrem em
continuidade óptica com siderofilita, formando zonas irregulares e com contatos difusos.
Turmalina (dravita e shorlita) é euédrica, zonada,
pleocróica de verde claro a verde azulado e seus cristais
variam de 0,1 a 1 mm. É rara no riolito A, tornando-se
mais importante na medida em que aumenta a quantidade
de siderofilita na rocha. Nas rochas com alteração
incipiente, turmalina é intersticial ao oligoclásio. Nas rochas
com alteração intensa está presente na matriz e como um
dos constituintes dos veios. Palhetas de clorita envolvem
e penetram os cristais de turmalina na matriz e por vezes
é englobada por fluorita. Também se desenvolve na
matriz, substituindo siderofilita (Figura 20f). Nos veios
ocorre entre fluorita que a sela e epidoto que a bordeja.
Clorita nos riolitos é produto de corrosão de Fe-biotita
e siderofilita nas rochas com alteração menos
pronunciada. Quando a alteração é mais acentuada,
clorita forma ramificações que adentram a matriz
siderofilítica e ortoclásio que ainda resta. Fraturas
preenchidas por clorita cortam os cristais de calcopirita
e pirita, sendo ainda observada como inclusão em
calcopirita, em associação com fluorita, hematita e,
subordinadamente, rutilo. Clorita apresenta também
inclusões de cristais euédricos de pirita.
Flúor-topázio euédrico (0,2-0,5 mm) é pouco fraturado
e por vezes zonado. Suas bordas são arredondadas e
apresenta inclusões de siderofilita cloritizada e fluorita.
Em geral é constituinte de veios, mas também foram
observados cristais subédricos na matriz do riolito.
Epidoto tem a forma de prismas curtos, cujo
pleocroísmo varia de incolor a verde pálido. Aglomerados
de até 2,5 mm de comprimento ocupam as bordas de veios
com textura em pente, parcialmente substituídos por
siderofilita. Cristais de epidoto concentrados no núcleo
de fenocristais de oligoclásio e englobados por albita são
restritos.
179
Caracterização Geológica do Alvo Estrela (Cu-Au), Serra dos Carajás, Pará
Allanita é rara e foi observada como cristais alongados de 0,03 a 0,4 mm. Minerais radioativos penetram as
fraturas de allanita, mascarando e interferindo em sua
cor. Ocorre ainda inclusa em Qz1 e em albita, sendo
comumente substituída por siderofilita.
Pirita é euédrica e subédrica com dimensões de 0,2 a
0,3 mm. Foi observada inclusa em calcopirita e também
apresentando inclusões de calcopirita, molibdenita e
pirrotita, o que lhe concede textura em peneira. Raros
aglomerados de pirita euédrica são cimentados por
calcopirita. Calcopirita é anédrica (0,02 a 0,6 mm), estando principalmente em veios e, subordinadamente, disseminada associada a fluorita, clorita e siderofilita.
Molibdenita é rara e mostra dimensões em torno de
0,01 mm; está presente no riolito na forma de lamelas
deformadas e dobradas. Magnetita, também rara, é
anédrica (0,5 mm) e está em vênulas ou disseminada na
rocha. Apresenta inclusões de calcopirita e pirita.
Siderita subédrica a euédrica sela veios, juntamente
com clorita e quartzo.
Diversas gerações de veios cortam os riolitos. Em geral,
são constituídos por ortoclásio, albita, epidoto, calcopirita,
siderofilita, clorita, topázio e siderita.
Zonas Miloníticas
As zonas miloníticas no Alvo Estrela correspondem à
zona de cisalhamento que marca o contato entre riolito e
andesito. Têm espessura aparente não superior a 50 m e
balizam esses dois pacotes rochosos.
Os milonitos apresentam coloração acinzentada e
granulometria média a fina. São compostos por quartzo,
ortoclásio, siderofilita, clorita e sericita. Os minerais
acessórios são epidoto, allanita, titanita, fluorita e
turmalina, além de calcopirita, pirita, molibdenita e
ilmenita. Essas rochas mostram foliação moderada
caracterizada pela alternância de leitos ricos em
siderofilita, clorita e sericita, as quais formam a matriz,
junto com lentes de quartzo recristalizado e porfiroclastos
de quartzo e albita.
Quartzo geralmente se desenvolve sob a forma de
grãos de 0,1 a 0,5 mm, ocorrendo também como
porfiroclastos anédricos e subédricos (0,5 a 1,0 mm).
Os grãos formam lentes de agregados policristalinos
recristalizados, com subgrãos e novos grãos com ou
sem extinção ondulante, paralelos e semiparalelos à
foliação, que contorna os porfiroclastos de ortoclásio
(Figura 21a).
Também são observados agregados policristalinos
recristalizados com migração do limite de grãos e com
textura em mosaico, pseudomórficos de porfiroclastos tipo
s mais antigos. Fitas subhorizontais em relação à foliação,
formadas pelo estiramento de cristais únicos, também se
fazem presentes. Os novos grãos, possivelmente, foram
formados por alongamento dos grãos que compõem os
agregados policristalinos (Figura 21b, d).
(a)
(b)
(c)
(d)
(e)
(f)
Figura 21 – Fotomicrografias de milonitos. (a) Porfiroclasto de quartzo. (b) Lamelas de siderofilita (Sid) que delimitam a
foliação da rocha. (c) Turmalina (Tur). (d) Lentes de agregados policristalinos recristalizados de quartzo e novo grão. (e)
Ortoclásio (Or) e quartzo (Qz). (f) Quartzo e siderofilita.
180
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Os porfiroclastos de quartzo apresentam extinção ondulante e são do tipo s e d com asas marcadas por agregados de quartzo recristalizado e com fraturas preenchidas por siderofilita, além de lamelas de deformação e fitas descontínuas em direção oblíqua ao sentido das
lamelas. Esses porfiroclastos se apresentam também deformados com sombras de pressão formadas por
siderofilita. Os porfiroclastos também apresentam as bordas circundadas por lentes de siderofilita, clorita, minerais radioativos e sericita. Nas rochas com alteração intensa quartzo ocorre intercrescido com albita, e interstcial
a siderofilita (Figuras 21d, e).
Os porfiroclastos de ortoclásio são subédricos (0,5 a
1,0 mm), pouco alongados, tipo s e f e com alteração
incipiente para siderofilita que preenche suas fraturas,
além de raros cristais que preservam geminação Carlsbad
e tipo vela. Sericita (<0,1 mm) se restringe à alteração
dos porfiroclastos de ortoclásio.
Siderofilita está presente na matriz, sob a forma de
lamelas milimétricas verdes que delimitam os planos de
foliação da rocha. Esta mica, que parece ser a mais antiga dos milonitos, apresenta substituição por micas incolores a verde pálido, que se concentram no núcleo dos cristais de siderofilita (Figura 21b).
Clorita está em veios que cortam os porfiroclastos,
formando teias por entre calcopirita e pirita, além de substituir siderofilita.
Calcopirita, pirita, molibdenita e ilmenita apresentam
formas alongadas, segundo a foliação. São curvilíneas e
tem estrutura esqueletal. São observadas muitas vezes
disseminadas na matriz sem direção preferencial, juntamente com turmalina.
Os minerais acessórios (epidoto, allanita, titanita,
fluorita e turmalina) são orientados conforme a foliação,
sugerindo que são sin- ou pré-deformacionais. Turmalina
é decussata, sugerindo formação posterior à milonitização
(Figura 21c).
Estes dados indicam que siderofilita foi o mineral de
alteração dominante durante a milonitização das zonas de
cizalhamento na área. Suas plaquetas marcam a foliação
nos milonitos, indicando formação sin-tectônica, ao contrário de clorita, minerais de minério e turmalina que são
posteriores à deformação.
(a)
Formações ferríferas
A formação ferrífera é extremamente deformada.
Quando não deformada, é finamente bandada, com bandas de 1 a 2 mm de espessura compostas essencialmente
por magnetita e quartzo recristalizado, sendo cortada por
muitas vênulas de quartzo e epidoto. Biotita verde e
grunerita são também observadas. Apresenta zonas com
bandamento transposto, além de microfalhas e brechas.
Nas zonas de deformação dúctil são freqüentes bandas
de magnetititos, com 3 a 4 cm de espessura, intercaladas
por pods de quartzo interconectados (Figura 22).
A formação ferrífera bandada é composta essencialmente por bandas de quartzo recristalizado, com textura
em mosaico e bandas de agregados de magnetita. Nas
zonas deformadas observam-se raras placas de mica branca, biotita verde e grunerita.
Arenitos
Os arenitos foram interceptados unicamente pelo furo
24, situado na Seção 1600 SE. Trata-se de intervalo com
cerca de 55m de espessura aparente de arcóseos e litoarenitos feldspáticos com níveis conglomeráticos, de cor
esverdeada e brechados, em contato por falha com a formação ferrífera (Figura 23).
Arcóseos
Os arcóseos são compostos por clastos de quartzo,
feldspato potássico, plagioclásio, biotita, clorita, sericita e
minerais opacos, cimentados por óxido de ferro.
Quartzo é monocristalino e policristalino com
esfericidade moderada. Observam-se dois tipos, um
característico de veio, formando agregados com cristais
de 0,5 a 2mm e extinção ondulante, e um metamórfico,
em mosaico com faces retas, disperso na matriz e em
veios. O feldspato potássico é microclínio, angular a
subangular (0,3 a 1mm), fraturado, deformado e corroído
pelo cimento. Plagioclásio também é angular a subangular
(0,1 a 0,4mm), ocorrendo com resquícios de macla
polissintética. Biotita é angular <0,1mm e marrom.
(b)
Figura 22 – Fotografias de formações
ferríferas. (a) Formação ferrífera
bandada. Observar as micro-falhas. (b)
Formação ferrífera deformada.Ver as
lentes e pods de quartzo A maior extensão das fitas mede 2 cm.
181
Caracterização Geológica do Alvo Estrela (Cu-Au), Serra dos Carajás, Pará
(a)
(b)
Figura 23 – Aspecto macroscópico dos
arenitos conglomeráticos da Formação
Gorotire. Observar os clastos angulosos
e mal classificados. A maior extensão das
fitas mede 2 cm.
Constitui o cimento, juntamente com sericita. Esta última
é mais abundante (0,1 a 0,3mm) e também substitui
plagioclásio.
Minerais opacos (0,1mm), com formas alongadas,
preenchem as interfaces de clastos de plagioclásio e
feldspatos potássicos.
ortoclásio granito. A percentagem modal das rochas
intrusivas paleoproterozóicas graníticas se encontra
representada no diagrama QAP (Streckeisen 1976),
(Figura 24).
Litoarenito feldspátco
O quartzo diorito (QD) aflora em um único local e foi
observado nas seções 3800 e 4100 SE. A rocha tem textura
porfirítica que varia de fina a média, portadora de
fenocristais de andesina arredondados e zonados, quartzo
estirado e matriz hipidiomórfica granular (Figura 25a) e
mirmequítica, com quartzo, albita, biotita, andesina e
O litoarenito feldspático é composto por fragmentos
líticos, quartzo, feldspato, biotita, clorita, opacos e minerais
radioativos.
Os fragmentos líticos, possivelmente vulcânicos, são
angulares a sub-angulares, de baixa esfericidade e com
dimensões entre 1 e 4mm. São mascarados por substituição de quartzo policristalino, clorita, biotita e óxido de Fe.
Quartzo é muito angular (0,1 a 0,4mm), apresentando-se
em agregados policristalinos de forma sub-esférica, com
extinção ondulante. Ocorre também preenchendo veios
de espessuras variadas, em torno de 0,5 a 1,5mm. O
feldspato é angular a subangular, prismático, formando
clastos com 0,5 a 1,0mm. Encontra-se alterado para carbonato, biotita, clorita e subordinadamente óxido de Fe.
Em alguns cristais é possível observar vestígios da macla
Carlsbad. Cristais angulares constituem microclastos no
cimento. Clorita verde clara é o mais importante mineral
de alteração, ocupando os planos de clivagem dos minerais em alguns litoclastos. Biotita de coloração castanha
escura (siderofilita) associa-se aos fragmentos líticos e a
clorita, além de minerais opacos e radioativos. Pirita cúbica (0,9mm) é observada em veios, juntamente com
quartzo e minerais radioativos.
Rochas Intrusivas Paleoproterozóicas
Figura 24 – Diagrama de classificação modal das rochas
graníticas do alvo Estrela.
Tabela 1 – Percentagem modal das amostras de albitaortoclásio granito do Alvo Estrela.
Rochas Intrusivas
No Alvo Estrela ocorrem rochas intrusivas de idade
isotópica paleoproterozóica e diques de diabásio,
provavelmente fanerozócos, além dos gabros alterados.
As rochas intrusivas paleoproterozóicas, como será
discutido no item 10, compreendem quartzo diorito,
quartzo-álcali-feldspato sienito (episienito) e albita-
* calcopirita, pirita, ilmenita e magnetita.
182
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
calcopirita. A granulometria é média a fina e a coloração
cinza média. O contato com andesito e com albitaortoclásio granito é discordante, marcado por zonas
brechadas. Observam-se alguns xenólitos de andesito
deformado e de gnaisse inclusos nessa rocha.
O quartzo-álcali-feldspato sienito vermelho (episienito)
corresponde a uma fácies do AOG. Ocupa a porção norte
do alvo, tendo sido interceptado pelos furos de sondagem
EF-06 e EF-17. Trata-se de rocha de granulometria média
a grossa, coloração rósea avermelhada característica, e
textura granular composta essencialmente por feldspato
potássico róseo, fluorita, clorita e quartzo (Figura 25b). O
contato com o andesito é discordante e marcado por
biotitização e cloritização intensa em ambas as rochas.
O albita-ortoclásio granito (AOG) não aflora, tendo
sido interceptado em profundidades variando entre 150 e
350 metros nas seções 3800 e 4100 SE. Como não aflora,
sua forma e dimensões são incertas. Apresenta textura
granular hipidiomórfica e granulometria variando de fina
a grossa. Próximo ao topo do granito é cinza a rosa (Figura
25d) com protolitionita entre 1 e 5%. Em profundidade
observa-se uma variedade localmente bandada, contendo
protolitionita entre 7 e 19% (Figura 25e). Ambas as
variedades são cortadas por veios de calcopirita, junto
com biotita, feldspato potássico róseo e epidoto. Próximo
às zonas venulares o albita-ortoclásio granito apresenta
enriquecimento em feldspato róseo e epidoto, além de
diminuição considerável do conteúdo de biotita. O contato
(a)
(b)
(d)
(e)
Tabela 2 – Percentagem modal das amostras de quartzo-álcali-feldspato sienito vermelho (episienito) do Alvo Estrela.
* calcopirita, pirita, ilmenita e magnetita.
com o andesito é dado por zonas de fraturas e brechas
mineralizadas. Essas zonas são marcadas por vênulas de
quartzo, biotita verde + calcopirita ± molibdenita +
protolitionita + quartzo + turmalina + fluorita roxa. Uma
terceira fácies, de ocorrência restrita, foi identificada.
Trata-se de topázio-albita-ortoclásio granito caracterizado
por granulação fina, cor cinza clara e presença de topázio
(Figura 25f).
Zonas greisenizadas de cor cinza clara e granulometria
fina ocorrem nos granitos e invadindo os andesitos e
gabros. São rochas com contatos abruptos e aspecto
descolorido (bleached), ocasionalmente brechadas e
compostas por quartzo, epidoto, turmalina, fluorita, clorita,
topázio, protolitionita, Li-muscovita, zinnwaldita, calcopirita
e pirrotita.
Quartzo diorito
A assembléia mineral do quartzo diorito é constituída
por fenocristais de andesina e ortoclásio, quartzo, albita e
Fe-biotita, imersos em matriz de quartzo, ortoclásio, albita
(c)
(f)
Figura 25 – (a) Quartzo diorito com fenocristais de andesina arredondados e zonados em matriz biotitica. (b) Quartzo-álcalifeldspato sienito (episienito) com feldspato róseo, fluorita e clorita. (c) Contato entre quartzo-álcali-feldspato sienito
(episienito) e andesito marcado pelo aumento da proporção de biotita e clorita em ambas as rochas. (d) Albita-ortoclásio
granito. (e) Albita-ortoclásio granito composto por feldspato potássico, quartzo, protolitionita e albita. (f) Contato entre
topázio-albita-ortoclásio granito e andesito. A fita mede 2 cm.
183
Caracterização Geológica do Alvo Estrela (Cu-Au), Serra dos Carajás, Pará
e Fe-biotita. Os minerais acessórios são biotita verde,
clorita, sericita, fluorita, titanita, leucoxênio, calcita, zircão,
minerais radioativos (uraninita?) e, subordinadamente,
ilmenita, calcopirita e pirita (Figuras 26a, b, c, d).
Ortoclásio é a fase mais abundante. De um modo
geral, é subédrico a anédrico. Seus cristais têm
dimensões que variam de 0,2 a 0,5 mm. Raramente
possui geminação Carlsbad. Tem as bordas
irregulares devido ao intercrescimento gráfico com
quartzo (Figura 26b). Os principais produtos de
alteração são sericita e biotita verde. Albitização de
ortoclásio é restrita, geralmente ocorre em cristais
bastante sericitizados, podendo ser observadas
texturas do tipo swapped-rims incompletas. Raros
indivíduos (Figura 26c) apresentam grande quantidade
de inclusões avermelhadas (iron coated) e alguns têm
fraturas preenchidas por clorita.
Há duas gerações de plagioclásio. A primeira é
andesina (An34-47) e a segunda albita. Andesina parece
ser magmática. Apresenta hábito subédrico, geminação
albita e bordas interpenetradas com quartzo. Encontra-se
substituída por albita, sericita, epidoto, fluorita e clorita.
(Figura 26a). Albita (0,3 a 0,8 mm) ocorre também
intercrescida com quartzo, como mirmequitos
As micas também apresentam duas gerações distintas.
A primeira é composta por Fe-biotita e a segunda é
representada por biotita verde. Fe-biotita é subédrica e
seu pleocroismo varia de castanho claro a castanho
esverdeado, tem inclusões de ilmenita esqueletal e bordas
irregulares substituídas por biotita verde, anédrica e com
pleocroísmo variando de amarelo pálido a verde oliva. Seu
produto de alteração é clorita.
(a)
A matriz é formada por cristais de quartzo, ripas de
ortoclásio substituído por sericita, lamelas de Fe-biotita
alteradas para biotita verde, clorita e epidoto intersticiais
a ortoclásio e Fe-biotita e, subordinadamente, titanita,
fluorita, leucoxênio, calcopirita e pirita (Figura 26d).
Quartzo comumente ocorre sob a forma de
intercescimento mirmequítico com albita. Grandes cristais
em continuidade óptica e sem vestígios de extinção
ondulante, englobando os minerais da matriz, sugerem ser
produto de silicificação tardia.
Calcopirita e pirita são raras, disseminadas e inclusas
em calcita. Também são venulares, selando veios
associados a biotita verde, fluorita e epidoto.
Quartzo-Álcali-Feldspato Sienito (episienito)
O quartzo-álcali-feldspato sienito vermelho (episienito)
é composto por feldspato potássico, fluorita, clorita e
quartzo, juntamente com magnetita, ilmenita, calcopirita
e pirita. Apresenta textura granular hipidiomórfica
contendo antigos espaços vazios preenchidos por fluorita
roxa, magnetita, minerais radiativos e mais raramente
quartzo secundário.
Feldspato potássico é subédrico e prismático e seus
cristais têm dimensões que variam de 0,5 a 4 mm. Em
geral, o feldspato tem as bordas corroídas por fluorita,
quartzo e clorita vermicular. Inclusões avermelhadas
(hematita?) mascaram os cristais, imprimindo neles
coloração acastanhada. São cortados por fraturas
preenchidas por clorita e fluorita.
Vestígios de biotita pleocróica, de amarelo pálido a
verde escura, ocorrem substituídos por clorita, que é o
(b)
(c)
(d)
Figura 26 – (a) Fenocristal de andesina (And) bordejado
por albita (alb) e quartzo (Qzo). (b) Ortoclásio com
intercrescimento gráfico de quartzo. (c) Ortoclásio (Or) iron
coated substituído por clorita em leque (CL) e clorita
vermicular (CV). (d) Ilmenita (Il) esqueletal em Fe-biotita
substituída por biotita verde (Bio V).
184
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
mineral máfico dominante. Clorita forma também
aglomerados com dimensões que variam de 0,05 a 3 mm
que se desenvolvem a partir de microfraturas, sendo
posterior à fluorita. Magnetita, ilmenita, calcopirita e pirita
estão disseminadas em torno da fluorita, ocorrendo
também em vênulas.
Albita-ortoclásio granito
O albita-ortoclásio granito é constituído por ortoclásio,
quartzo, albita, sericita e protolitionita, com lepidolita,
turmalina, clorita, fluorita, siderita, allanita, topázio, zircão,
minerais radioativos (uraninita?), calcopirita, pirita, ilmenita
e magnetita como minerais acessórios.
Foram distinguidos dois tipos texturais de ortoclásio. O ortoclásio mais antigo (FK1) é subédrico e forma prismas curtos (1,0 mm). Tem geminação Carlsbad e se apresenta bastante fraturado. Encontra-se
substituído por albita na forma de lamelas irregulares
tipo vela e, subordinadamente, por protolitionita, sericita (a)
e fluorita. Microfraturas preenchidas por turmalina, fluorita, calcopirita e pirita foram observadas. FK2
é anédrico (0,5 a 2 mm) e tem bordas irregulares interpenetradas por Qz1 e FK1. Ocasionalmente é pertítico. Seus principais produtos de alteração são protoliti-
(a)
(c)
(d)
onita e clorita. Em geral, seus cristais se mostram mascarados por trilhas de fluorita incolor e lilás e protolitionita (Figura 27a, b, d).
Há três tipos texturais de quartzo. Qz1, Qz2 e Qz3.
Qz1 tem extinção ondulante, Qz2 não apresenta extinção
ondulante e Qz3 é quartzo de veio. Qz1 ocorre na forma
de cristais isolados intersticiais ao ortoclásio,
caracterizando processo de silicificação da rocha. Qz2
forma aglomerados de dimensões entre 0,1 a 0,5 mm, os
quais se arranjam em trilhas entre os cristais de oligoclásio,
ortoclásio e Qz1, sempre junto com epidoto, protolitionita
e clorita (Figuras 27a, e).
Plagioclásio é albita (An1,5) euédrica, com geminação
bem desenvolvida e límpida, que ocorre como ripas inclusas
em fenocristais de Qz1. Um segundo tipo textural de albita,
menos comum, tem as bordas arredondadas e substituição
por sericita, além de inclusões de ortoclásio tabular, fluorita
e quartzo. Fluorita é intersticial na matriz, junto com
quartzo (Figura 27d).
Sericita é geralmente substituída por protolitionita e
posteriormente
por lepidolita. Protolitionita (0,1 a 0,8 mm)
(b)
é pleocróica em tons de castanho claro a verde e incolor
a verde pálido. Substitui parcialmente oligoclásio, epidoto
e sericita, sendo substituída por fluorita, lepidolita, turmalina
e clorita.
(b)
(c)
(d)
(e)
(f)
Figura 27 – (a)Albita-ortoclásio granito com quartzo 2 (Qz2) e protolitionita (Prot). (b) Albita-ortoclásio granito com
ortoclásio corroído por protolitionita (Or) e FK1 albitizado (FAb). (c) Albita-ortoclásio granito com FK1, fragmentos de FK2
corroídos por protolitionita (Prot) e clorita (Cl). (d) Albita-ortoclásio granito com quartzo 2 (Qz2) e albita euédrica (AbE)
inclusos em quartzo 1 (Qz1). (e) Topázio-albita-ortoclásio granito com Fk1 fragmentado e corroído pela matriz de sericita,
protolitionita, lepidolita e zinnwaldita, fenocristal de quartzo 1 (Qz1) e fragmentos de ortoclásio (Or) intensamente alterado
pela matriz. (f) Topázio-albita-ortoclásio granito, topázio (Tz), fenocristais de quartzo 1 (Qz1), clorita (Cl), allanita (Al) e
fluorita (Fl).
185
Caracterização Geológica do Alvo Estrela (Cu-Au), Serra dos Carajás, Pará
Topázio é subédrico a euédrico. Tem dimensões entre
0,5 a 1,5 mm, sendo intersticial ao quartzo. Tem bordas
arredondadas e raras inclusões de protolitionita. Pirita é
euédrica e rara, formando cristais diminutos (0,2 mm),
envolvidos por fluorita, assim como calcopirita. Allanita
zonada e titanita são acessórios raros. As feições texturais
do topázio-albita-ortoclásio granito podem ser observadas
nas figuras 27e e 27f.
Tabela 3 – Análises de Feldspatos no Alvo Estrela
Diabásio
Diversos diques de diabásio, de direção NS, cortam
a área do Alvo Estrela. Nas seções estudadas são
interceptados pelos furos de sondagem E-FD-16, EFD–11 e E-FD–01. São rochas verdes, escuras com
textura ofítica ou subofítica e granulação fina a muito
fina nos bordos, tornando-se média em direção os
centro dos diques mais espessos. Compõem-se de
plagioclásio e clinopiroxênio, além de quantidades
apreciáveis de magnetita, que fazem com que a rocha
seja magnética.
O diabásio caracteriza-se microscopicamente por
apresentar textura subofítica, fina formada por minerais
euédricos a subédricos. A rocha é composta por andesinalabradorita, augita, olivina invariavelmente fraturada,
intersticial e anédrica, minerais opacos disseminados,
actinolita e espinélio.
FeOt: analisado como ferro total e recalculado somente para Fe2+
por unidade de formula (puf).
X = Si + Al; Z = Ti + Fe2+ + Mg + Ca + Na + K.
Parâmetros de classificação baseados em Deer et al, (1982): An =
100 * Ca / (Ca + Na + K); Or = 100 * K / (Ca + Na + K); Ab = 100
* Na / (Ca + Na + K).
1 a 4 – albita-ortoclásio granito, 5 a 7 – quartzo diorito pórfiro, 8 –
andesito, 9 e 10 - riolito
VI. QUÍMICA MINERAL
Foram analisados em microssonda eletrônica 206
pontos distribuídos em silicatos, carbonatos, fosfatos,
óxidos e sulfetos, com o objetivo de classificar e
caracterizar os principais minerais das rochas
hospedeiras e do minério do Alvo Estrela. Os minerais
analisados foram feldspatos, anfibólios, micas,
turmalinas, cloritas, epidotos, estilpnomelano, titanita,
apatita, topázio, carbonatos, magnetita, ilmenita, pirita,
pirrotita, calcopirita e molibdenita. Os resultados se
encontram nas tabelas 3 a 10.
Feldspatos
Os feldspatos foram analisados em andesitos, gabros,
riolito, albita-ortoclásio-granito e quartzo diorito (Tabela
3, Figura 28).
Os feldspatos do andesito e do gabro são albita quase
pura, com composição Ab99 An0,7 Or0,3 no andesito e Ab98An0,6-1,6 Or0,1-0,4 no gabro. Nos riolitos há fenocristais
99
de ortoclásio primário (Or98,2 – 98,5 Ab1,4 – 1,8 An0 – 0,1) e albita
(Ab98,5 – 99,1) secundária. No ortoclásio-albita granito a
composição do feldspato varia entre ortoclásio (Or89,9 a
Figura 28 – Diagrama de classificação dos feldspatos
mostrando as composições analisadas no Alvo Estrela.
Triângulos verdes – gabros, triângulos azuis – andesitos ,
círculos marrons – ortoclásio-albita granito, pontos
vermelhos – quartzo diorito pórfiro, quadrados verdes riolitos. Os triângulos verdes e azuis correspondentes a albitas
de gabro e andesito estão superpostos pelo quadrado verde
representando a albita do quartzo diorito pórfiro (Observar
tabela 3).
186
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Tabela 4 – Análises de Anfibólios no Alvo Estrela
Figura 30 – Diagrama binário (Mg/Mg+Fe2+)- Si (puf) de
classificação dos anfibólios cálcicos (Leake et al, 1997), mostrando análise de anfibólio de gabro.
Ab2,5 a 10,1 An0) e albita (Ab98,5). Somente andesina foi
analisada no quartzo diorito pórfiro, cuja composição
encontrada está no intervalo An47,7 – 34,7 Ab63,6 - 48.6 Or 1,6 –
. Conforme as relações texturais observadas, e já
3,9
descritas no item petrografia, albita é mineral de alteração
em todas as rochas descritas.
97,5
Anfibólios
1 a 3 – Anfibólio em andesito; 4 a 6 – anfibólio em gabro; 7 – anfibólio
em andesito.
Anfibólios são minerais relativamente escassos no Alvo
Estrela, tendo sido observados principalmente em gabro
e, subordinadamente, em andesito. Em ambos os casos,
os anfibólios são cálcicos - hastingsita nos andesitos e
hastingsita, Fe-pargasita e Fe-hornblenda nos gabros
(Tabela 4, Figuras 29 e 30).
Hastingsita do andesito tem razões Fe2+/(Fe 2+ + Mg)
entre 0,80 e 0,81, ao passo que Fe-hornblenda, hastingsita,
pargasita do gabro têm razões entre 0,61 e 0,72. O número
de análises (7) não permite maiores interpretações desses
dados. O conteúdo de Fe maior, apresentado pelos
anfibólios cálcicos do andesito, tanto pode ser devido à
composição original da rocha, quanto ao processo de
alteração posterior, pois os andesitos são, em geral, rochas
muito mais hidrotermalizadas do que os gabros.
Os anfibólios cálcicos do andesito são ainda mais
enriquecidos em Cl, K, Ti e Aliv do que os anfibólios do
gabro, que é mais rico em F.
Micas
Figura 29 – Diagrama binário (Mg/Mg+Fe2+)- Si(puf) de
classificação dos anfibólios cálcicos (Leake et al, 1997), mostrando a composição dos anfibólios cálcicos do Alvo Estrela: ferropargasita em gabro (triângulos verdes), hastingsita
em andesito (quadrados azuis).
As micas são os minerais mais abundantes na área
em estudo. Relações texturais, mostrando substituição de
anfibólio e plagioclásio por micas, indicam que são produto
da alteração potássica pervasiva, associada à
mineralização sulfetada. Ocorrem em todos os litotipos e
também como ganga do minério venular, além de serem
minerais importantes na fase de greisenização posterior
à mineralização cupro-aurífera. As micas litiníferas foram
identificadas nos gabros, riolitos, quartzo diorito e
ortoclásio-albita granito (Figura 31, Tabela 5).
187
Caracterização Geológica do Alvo Estrela (Cu-Au), Serra dos Carajás, Pará
Tabela 5 – Resultados de Análises de Micas do Alvo Estrela
Figura 31 – Diagrama de classificação das micas em função
da composição química e ocupação do sítio octaédrico
(Tischendorf et al, 1997). Triângulo verde – gabro, quadrado
azul – andesito, círculo vermelho – ortoclásio-albita granito, ponto vermelho – quartzo diorito, quadrado verde – riolito
menos alterado (a), quadrado rosa – riolito mais alterado
(b), quadrado xadrez laranja – milonito.
As micas são, em geral, pleocróicas em tons de verde
e marrom. Lepidolita e zinnwaldita são brancas.
Variedades marrom esverdeadas dessas duas micas são
também encontradas. Biotita verde é Fe-biotita, enquanto
a marrom varia entre Fe-biotita, Mg-biotita, siderofilita e
protolitionita. Fe-biotita do quartzo diorito é marrom e
protolitionita do ortoclásio-albita granito é verde.
Dois elementos distinguem quimicamente as micas
dos três litotipos félsicos: Ti e Mg, Fe-biotita do quartzo
diorito possui Ti superior a 2% e Mg superior a 9%. Febiotita e siderofilita de riolito apresentam Ti inferior a
0,6% e Mg entre 4 e 7,9%, enquanto protolitionita do
leucogranito contém Ti inferior a 0,03% e Mg inferior a
0,02%.
Todas as amostras de micas estudadas foram
classificadas de acordo com os parâmetros utilizados por
Tischendorf et al, (1997) e com auxílio do programa
LIMICA (Yavuz 2001).
Turmalinas
A assinatura geoquímica de turmalinas é
particularmente importante na definição dos diversos
tipos de depósitos hidrotermais, pois diferentes processos
de concentração de metais imprimem a elas composições
químicas distintas (Henry & Dutrow 1996). No Alvo
Estrela turmalina é mineral importante de ganga
posterior a biotita, tanto nos veios quanto na rocha, sendo
encontrada tanto associada à potassificação quanto à
greisenização.
Todas as turmalinas analisadas são alcalinas e
características de granitos (Henry & Dutrow 1996).
Nos riolitos, gabros e andesitos ocorrem tanto dravita
1-2 – biotita verde em gabro, 3-4 biotita marrom em gabro, 5 biotita
verde em andesito, 6-7 – biotita marrom em andesito.
como shorlita. Nos riolitos mais alterados (B) foi
identificada também F-shorlita; no ortoclásio-albita
granito turmalina é F-foitita. A composição química das
turmalinas analisadas é apresentada na tabela 6 e figura
32. O conteúdo de alguns elementos, tais como Fe3+,
Li e H2O foram calculados com auxílio do programa
188
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Tabela 6 – Resultados de Análises de Turmalina no Alvo Estrela
Clorita
Clorita é produto de alteração de anfibólios, micas e
turmalinas. Constitui um dos minerais essenciais das
rochas greisenizadas e participa do estágio final da
selagem dos veios, juntamente com carbonatos e quartzo.
Todas cloritas analisadas são chamosita (Figura 33). A
composição desses minerais foi utilizada para cálculos
geotermométricos de acordo com a equação de Cathelineu
& Nieva (1985) com a correção de Zang & Fyfe (1995)
para cloritas ricas em ferro. A temperatura média obtida
foi de 250 ± 5°C, correspondente ao estágio final de
cloritização de rochas e veios.
Outros Minerais
Além dos minerais citados anteriormente, foram analisados epidoto, carbonato, topázio, estilpnomelano, titanita,
apatita, magnetita, ilmenita, pirita, calcopirita, pirrotita e
molibdenita.
Epidoto
Epidoto foi analisado em quartzo diorito, gabro e
andesito. Sua composição varia entre PS27,48 a > 35,00%,,
correspondendo a Fe-epidoto, segundo a classificação de
Holdaway (1972).
Carbonatos
A composição de calcita e siderita de veio está representada no diagrama da figura 34.
Topázio
Os cristais de topázio ocorrem em todos os litotipos da
área, principalmente em veios, como cristais euédricos e,
subordinadamente, disseminados nas rochas como cristais subédricos. O topázio de veios em riolito e andesito
foi classificado como flúor-topázio, contendo 15,19 a
17,74% de flúor. Todos os pontos analisados mostraram
excesso de Si no sítio tetraédrico.
FeO* analisado como FeO total e recalculado para Fe 2+ e Fe3+ a partir do
cálculo: Fe 3+=Fe2+-(3-Mg)-Ca); Li c: Li=3-ΣY; OH+F=4; B2O3=B=3 (puf).
Clastour (Yavus et al, 2002, Lynch & Ortega 1997).
O conteúdo de Li, B e OH foi calculado por
estequiometria, assumindo-se que os sítios V e W estão
totalmente ocupados por OH, flúor e cloro. A
classificação segue Hawthorne & Henry (1999).
Apatita
Apatita encontra-se em todas as rochas da área,
principalmente em andesito alterado, no qual é flúorapatita, com quantidades muito pequenas de La2O3 e
CeO 2, conforme pode ser visto no diagrama ternário
da Figura 35.
189
Caracterização Geológica do Alvo Estrela (Cu-Au), Serra dos Carajás, Pará
Figura 32 – Diagramas de classificação de turmalina
(Hawthorne & Henry 1999). Triângulo verde – gabro, quadrado azul – andesito, quadrado rosa – riolito B, círculo
vermelho – ortoclásio-albita granito.
Figura 34 – Diagrama ternário CaCO3 - MgCO3 - FeCO3 representando as amostras de calcita e siderita.
Figura 33 – Diagrama ternário Ca - Fe2+ - Mn mostrando a
composição de chamosita do Alvo Estrela, segundo a classificação de Bailey (1988).
Magnetita
Magnetita esqueletal e os cristais encontrados em veios
mostraram-se quase como membros finais puros, com
ínfimas quantidades de elementos traços.
Figura 35 – Diagrama ternário Cl-F-OH, onde os círculos
vermelhos representam os pontos analisados em apatita de
andesito.
190
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Sulfetos
Dentre os sulfetos analisados (Tabelas 8 a 10) observa-se que pirita é cuprífera e cobaltífera; calcopirita de
Tabela 7 – Resultados de análises de Clorita no Alvo Estrela
andesito apresenta teores de Au mais elevados do que a
de gabro; pirrotita de veio é niquelífera, contendo também Au e Cu.
Tabela 8 – Resultados de análises de Calcopirita no Alvo
Estrela
Amostras 1 e 2: calcopirita em gabro. Amostra 3: calcopirita em andesito.
Amostras 4 e 5: calcopirita em andesito.
FeO* analisado como FeO total e recalculado para Fe 2+ e Fe3+ a partir do
cálculo: 20-Σcátions-(F-OH-Cl)
O=F, Cl*: calculado a partir da equação [O/(2*F)]*F e [O/(2*Cl)]Cl
OH*: estimado a partir do S de cátions por unidade de fórmula – 36
Classificação baseada nos parâmetros de Bayllis (1975)
VII. LITOGEOQUÍMICA
Foram realizadas 49 análises químicas de rocha total,
abrangendo todos os litotipos identificados no Alvo Estre-
la. A escolha das amostras foi efetuada com o intuito de
caracterizar as rochas encaixantes e hospedeiras do minério, bem como seus padrões de alteração.
Gabros e Andesitos
Os efeitos da alteração hidrotermal encontrados em
gabros e andesitos são representados por três tipos principais de assembléias minerais. A assembléia mais antiga e menos hidratada é composta por anfibólio, do tipo
hastingsita, pargasita e Fe-hornblenda e plagioclásio
191
Caracterização Geológica do Alvo Estrela (Cu-Au), Serra dos Carajás, Pará
Tabela 9 – Resultados de análises de Pirrotita no Alvo Estrela
Tabela 10 – Resultados de Análises de Pirita no Alvo Estrela
Amostras de pirrotita em gabro.
Amostras de pirita em andesito.
reliquiar ígneo substituído, em graus variados, por sericita,
carbonato e/ou albita, juntamente com titano-magnetita
e epidoto. Essa é a assembléia predominante em gabros
e corresponde à alteração cálcico-sódica precoce, embora a coexistência de epidoto, albita, carbonato e clorita
em algumas amostras sugira preservação parcial de assembléia metamórfica mais antiga. Segue-se a alteração potássica, junto com ferrificação moderada a baixa
e sulfetação, dada pela presença de Fe-biotita marrom
e verde, junto com siderofilita e magnetita esqueletal,
substituindo minerais máficos e plagioclásio. A essa fase
está relacionada a mineralização venular, composta por
calcopirita, pirita e pirrotita. Greisenização tardia e localizada é representada por protolitionita e zinnwaldita,
junto com turmalina, quartzo, fluorita, topázio e clorita.
Carbonatos são minerais tardios e sucedem a
mineralização.
Tendo em vista toda essa seqüência de alteração profunda pela qual passaram as rochas hospedeiras do minério, torna-se necessário que os dados relativos à
geoquímica das rochas do Alvo sejam examinados com
muita cautela.
Por isto, foram realizados cálculos de balanço de massa
pelo método proposto por Gresens (1967), com o objetivo
de determinar as perdas e ganhos dos componentes químicos ocorridos durante a alteração hidrotermal das rochas máficas, encaixantes do minério de Cu-Au do Alvo
Estrela. Foram utilizadas oito amostras, sendo quatro de
andesito e as restantes de gabro. O fator volume de cada
uma foi assumido como a média aritmética dos fatores
volumes calculados para TiO 2 e Al 2O 3 , visto que
petrograficamente sempre há formação de fases minerais portadoras desses componentes, tais como
ilmenomagnetita, titanita, leucoxênio, clorita e micas. O
critério de escolha das rochas mães baseou-se na predominância das assembléias minerais menos hidratadas,
dadas pela menor percentagem de perda ao fogo nos
andesitos e gabros, associadas à presença de texturas
ígneas reliquiares, e baixo teor de K2O. Dessa forma,
para os elementos maiores e traços dos andesitos houve
ganhos de Fe2O3 (+1,49 a +4,82 g para cada 100g do
óxido original da rocha mãe), FeO (+3,37 a +8,24 g/100g),
MgO (+1,04 a +8,57 g/100g), K2O (+0,32 a +5,05 g/100g),
Ba (+26,05 a +851,94 µg/100g), Rb (+28,24 a +1474,21
µg/100g), Zn (+8,91 a +74,08 µg/100g), Ni (+31,43 a +153,8
192
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
µg/100g), Co (+28,1 a +45,91 µg/100g), Sn (+8,43 a +88,54
µg/100g), Cr (+0,95 a +768,8 µg/100g) além de Y, Sr, Sc,
Zr e U. SiO2, Al2O3, CaO, Na2O, Cu e V mostraram-se
móveis devido a perdas em algumas amostras e ganhos
em outras. As pequenas variações de TiO2, MnO, P2O5 e
W demonstram seu comportamento aparentemente imóvel. Já as amostras de gabro demonstraram ganhos de
K2O (+1,42 a +2,10 g/100g), Ba (+15,99 a +32,38 µg/
100g), Rb (+330,34 a +1290,20 µg/100g), Cu (+401,62 a
+759,49 µg/100g), Ni (+3,38 a +17,93 µg/100g), W (+0,79
a +16,78 µg/100g) e Sn (+4,75 a +86,32 µg/100g). Em
contraposição, perdas foram constatadas em SiO2 (-0,28
a -4,9 g/100g), CaO (-3,5 a -6,0 g/100g), Sr (-59,36 a 78,24 µg/100g), V (-34,96 a -43,57 µg/100g) e Co (-6,55 a
-19,10 µg/100g). O comportamento móvel de Al2O3, Fe2O3,
FeO, MgO, Na2O, Zn e Cr é demonstrado pela perda em
algumas amostras e ganho em outras. TiO2, MnO e P2O5
revelaram variações muito pequenas, indicando seu possível comportamento imóvel. Os resultados se encontram
nas tabelas 11 e 12 e nas Figuras 36 a 39.
Em suma, perdas e ganhos calculados coincidem com
os processos de alteração observados a partir das descrições petrográficas.
Tendo todos esses dados em mente, pode-se discutir a
litogeoquímica das rochas hospedeiras do minério do alvo.
Os conteúdos de SiO2 variam no andesito de 42,9 a
54,52% e de 40,05 a 51,39 no gabro, TiO2 no andesito
varia entre 0,76 e 1,64% e entre 0,77 e 1,27% no gabro.
Já os conteúdos de Al2O3 variam entre 10,97 e 19,22%
no andesito e entre 13,91 e 18,05 no gabro, enquanto Fe2O3
varia entre 1,56 e 4,02% em andesito e entre 0,83 e 7,77%
em gabro.
Diagramas binários de elementos de alto campo
de força, como Zr, Nb e Th sugerem trend de diferenciação, no qual gabro seria mais primitivo que os andesitos.
Todavia, o espalhamento dos pontos de andesito parece
estar relacionado à alteração, como já sugerido pelos cálculos de balanço de massa. (figura 40).
Segundo Pearce & Norry (1979), elementos como Ti,
Zr, Y e Nb via de regra são considerados como imóveis,
não sendo transportados na forma de fluido aquoso, a não
ser que o fluido apresente alta atividade de agentes
complexantes como F-, fato que ocorre na fase de alteração potássica, quando há maior aporte de F, evidenciado
pela presença marcante de fluorita, bem como de F presente na estrutura de biotita e de siderofilita.
As razões Sc/Ti e Sc/Ga parecem auxiliar na sugestão de ambiente tectônico, embora não levem a dados
conclusivos. Basaltos de arco insular (IAB) apresentam
razões Sc/Ti e Sc/Ga mais altas em relação a basaltos de
bacias de retro-arco (Woodhead et al., 1993). Ao comparar as razões Sc/Ti das rochas máficas do Alvo Estrela
(andesito e gabro) com basaltos da região de Birch-Uchi
Tabela 11 – Resultado dos cálculos de balanço de massa das
amostras de andesito, mostrando as perdas e ganhos (PG) de
massa das rochas filhas em relação à massa total do óxido ou
elemento da rocha mãe (EF11-415,10). Perdas e ganhos dados em g/100g para os elementos maiores e mg/g para os
elementos traços (Dens.- densidade, Kv- fator volume).
(Hollings & Kerrich, 2000) e La Ronge Domain (Watters
& Pearce, 1987), cuja idade e quimismo são semelhantes
(ver figura 41), percebe-se que as amostras de arco apresentam razões Sc/Ti mais elevadas, enquanto rochas que
apresentam contribuição de crosta continental apresentam razões Sc/Ti menores. Assim sendo, os valores mais
baixos de Sc/Ti verificados nas amostras de andesito e
gabro do Alvo Estrela podem tanto indicar que estas ro-
193
Caracterização Geológica do Alvo Estrela (Cu-Au), Serra dos Carajás, Pará
chas provêm de magmas mais evoluídos, nos quais há
contribuição de origem continental, como também podem
indicar maior influência dos fluidos de origem granítica.
Evidência de contaminação pela crosta mais antiga é dada
por eNd (T) =-3,2 obtido tanto em andesito como em gabro do Alvo Estrela, o que também é evidenciado pelos
valores de idades modelo TDM de cerca de 3,0 a 3,1 Ga
(capítulo 10).
O gabro apresenta conteúdo de ETR entre 16,83 e
88,70 vezes o condrito, fracionamento moderado a alto
dos ETRL (La/Smcn = 1,010-6,360), anomalia positiva a
negativa de Eu (Eu/Eu* = 1,038-0,434) e padrão relativamente achatado de ETRP (Gd/Ybcn = 0,312-1,654), ao
passo que o andesito apresenta conteúdo de ETR entre
34,81 e 96,58 vezes o condrito, alto fracionamento e enriquecimento de ETRL (La/Smcn = 1,650-3,241), anomalia
negativa a fracamente positiva de Eu (Eu/Eu* = 0,02941,037) e fracionamento de ETRP (Gd/Yb = 0,843-1,983).
O fato do andesito ser mais enriquecido em ETR do
que o gabro (ΣETR = 90,52 a 471,67 ppm no andesito e
43,76 a 230,57 ppm no gabro), pode refletir tanto o maior
grau de alteração, quanto a proveniência de magma mais
evoluído (Tabela 12).
Ao comparar o padrão de ETR, tanto do andesito,
quanto do gabro com o padrão de ETR de andesitos de
2,5-3,5 Ga (Condie 1989), percebe-se semelhanças entre
estes, embora as rochas do Alvo Estrela tenham anomalias negativas de Eu, provavelmente relacionadas à substituição do plagioclásio original por albita e sua subseqüente destruição devida à intensa biotitização. Neste
processo de substituição Ca e Sr são lixiviados, sendo
freqüentemente acompanhados por Eu (Figura 42).
Os efeitos da alteração podem ser observados no diagrama da figura 43, onde os resultados das análises de
gabros e andesitos, normalizados pelo basalto de cadeia
oceânica NMORB (Pearce 1983), foram representados
juntamente com basaltos de arco de idade 2,5 e 1,8 Ga
das regiões de Birch Uchi e La Ronge Domain, respectivamente.
Neste diagrama observa-se que as rochas do alvo
estão empobrecidas em Sr e Ba, devido à destruição do
plagioclásio cálcico e remoção de Ca nos estágios precoces da alteração cálcico-sódica, já descrita. Os gabros
e andesitos encontram-se também enriquecidos em Rb,
que acompanha o potássio, no processo de alteração
potássica. Os pontos restantes da curva de andesitos e
gabros são coincidentes com as rochas utilizadas para
comparação.
Figura 36 – Diagrama de representação de perdas e ganhos
dos elementos maiores devidos à alteração hidrotermal nos
andesitos.
Figura 37 – Diagrama de representação de perdas e ganhos
dos elementos traços devidos à alteração hidrotermal em
andesitos.
Figura 38 – Diagrama de representação das perdas e ganhos
dos elementos maiores em gabros.
Riolitos
Os riolitos encontram-se muito menos alterados do que
gabros e andesitos. Embora algumas amostras exibam
alguns efeitos possivelmente atribuíveis à alteração
Figura 39 – Diagrama de representação de perdas e ganhos
dos elementos traços em gabros.
194
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Figura 40 – Diagramas binários das rochas máficas do Alvo
Estrela. Os quadrados correspondem aos andesitos e os
triângulos aos gabros.
potássica, albitização e silicificação, as amostras menos
hidrotermalizadas, provavelmente, têm composições ainda próximas da original, principalmente aquelas denominadas petrograficamante de riolitos A, menos alterados.
A composição normativa dos riolitos pórfiros (Tabela
13) também pode ser examinada à luz da intensa alteração hidrotermal a que esse pacote rochoso foi submetido.
Os teores de albita e anortita normativos são geralmente
inferiores aos esperados em riolitos, o que pode ser resultado da ateração cálcico-sódica. O conteúdo elevado de
coríndon, principalmente nas rochas biotitizadas, deve
refletir, tal como nos gabros e andesitos, o processo de
dessilicificação concomitante com a alteração potássica.
Magnetita e ferrossilita normativas, em valores muito mais
elevados do que esperados, devem ser provenientes do
processo de ferrificação moderada que acompanhou a
biotitização na área.
O riolito A, menos alterado, é formado por fenocristais
de oligoclásio, ortoclásio e quartzo imersos em matriz de
fragmentos finos de ortoclásio alterado para Fe-biotita,
com posterior siderofilitização e albita substituída por
sericita e quartzo. Também ocorrem epidoto, allanita,
turmalina, clorita, pirita, calcopirita, molibdenita, pirrotita,
magnetita e siderita.
Essa rocha possui valores de SiO2 entre 72 e 75%,
TiO2 0,2%, Al2O3 entre 12,17 e 13%, MgO entre 1,62 e
1,89%, K2O entre 1,77 e 4,15%, Na2O entre 1,75 e 5,55%
e CaO entre 0,07 e 0,3%. A razão Fe/(Fe + Mg) varia de
0,60 a 0,67. O conteúdo de ETR é de 28 a 29 vezes o
condrito, apresentando enriquecimento em ETRL (La/Smn
= 6,1 – 6,6), anomalia negativa acentuada de Eu (Eu/Eu*
= 0,33 – 0,49) e padrão achatado de ETRP (Gd/Ybn = 1,3
– 1,4) (Figura 44a).
O riolito B, mais alterado, é composto pela mesma
assembléia mineral do riolito A, mas apresenta maior quantidade de siderofilita, Fe-biotita e allanita, com posterior
cloritização desses minerais, além de diminuição da quantidade de quartzo e dos fenocristais.
Tabela 12 – Resultado dos cálculos de balanço de massa das
amostras de gabro, mostrando as perdas e ganhos (PG) de
massa das rochas filhas em relação à massa total do óxido ou
elemento da rocha mãe (EF15-34,00). Perdas e ganhos dados
em g/100g para os elementos maiores e mg/g para os elementos
traços (Dens.- densidade, Kv- fator volume).
195
Caracterização Geológica do Alvo Estrela (Cu-Au), Serra dos Carajás, Pará
0,03
Amostras/ Condrito
1000
Sc/Ti
0,02
0,01
0,00
0
100
100
10
200
Zr
1
Figura 41 – Diagrama Zr-Sc/Ti, onde os quadrados vazados
azuis correspondem a andesito, os triângulos vazados verdes
a gabro do Alvo Estrela. Os triângulos invertidos roxos
correspondem a basaltos evoluídos de arco e os círculos vermelhos a basaltos primitivos de arco, ambos do greenstone
belt Birch-Uchi; os losangos azuis correspondem a
metabasaltos do greenstone La Ronge Domain.
La Pr
Eu Tb Ho Tm Lu
Ce Nd Sm Gd Dy Er Yb
Figura 42 – Diagrama de ETR padronizados segundo Sun &
McDonough (1989). Andesito – quadrados vazados azuis e
gabro – a triângulos vazados verdes. Os círculos azuis são os
andesitos (2,5-3,5 Ga) de Condie (1989), para comparação.
Tabela 13 – Composição normativa dos riolitos
4000
Amostras/NMORB
1000
100
10
1
0,1
.05
Sr
K
Rb Th Nb P
Hf Ti Yb
Ba Ta Ce Zr Sm Y
(a)
(b)
3000
Amostra/condrito
1000
100
10
1
La Pr
Eu Tb Ho Tm Lu
Ce Nd Sm Gd Dy Er Yb
Amostra/Granito Cadeia Oceânica
Figura 43 – Andesitos (quadrados vazados azuis) e gabros
(triângulos verdes) normalizados segundo N-MORB (Pearce
1983). Basaltos cálcio-alcalinos evoluídos de arco (triângulos invertidos roxos), basaltos primitivos de arco (círculos
vermelhos), ambos de Birch-Uchi; metabasaltos de La Ronge
Domain.(losangos azuis).
400
100
10
1
.1
K2ORb Ba Th Ta Nb Ce Hf Zr Sm Y Yb
Figura 44 – (a) Diagrama de elementos terras raras normalizado ao condrito (Sun & MacDonough 1989), mostrando os
padrões de ETR dos riolitos A e B do Alvo Estrela e riolito da Serra Norte. Quadrados sólidos: riolito A, triângulo vazado:
riolito B, triângulos sólidos: riolito Serra Norte. (b) Diagrama representando os riolitos normalizados pelo granito de cadeia
oceânica. Riolitos da Serra Norte (Gibbs et al. 1986) em roxo, para comparação.
196
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
O riolito B tem valores de SiO2 entre 56 e 70%, 0,05%
de TiO2, Al2O3 entre 9,79 e 11,9%, MgO entre 1,76 e
4,10%, K2O entre 2,31 e 5,07%, Na2O entre 1,21 e 3,23%
e CaO entre 1,34 e 4,13%. A razão Fe/(Fe + Mg) varia
de 0,74 a 0,78. Possui conteúdo de ETR entre 28 e 31
vezes o condrito, fracionamento moderado de ETRL (La/
Smn = 7,6 – 8,4), anomalia negativa pronunciada de Eu
(Eu/Eu* = 0,26 – 0,28) e padrão achatado de ETRP (Gd/
Ybn = 0,8 – 1,9) (Figura 44A).
Os riolitos apresentam padrão de ETR normalizado
pelo condrito bastante semelhante aos riolitos da Serra
Norte (Gibbs et al. 1986) representados também na figura 44a. Os riolitos do Alvo Estrela são mais enriquecidos
em ETR do que os da Serra Norte. Isso é devido à alteração hidrotermal, o que é mostrado também na figura 44b,
onde estão representadas todas as amostras dos riolitos
normalizadas pelo granito de cadeia oceânica (Pearce et
al. 1984). Os riolitos pórfiros do Alvo Estrela são enriquecidos em Rb, Ce, Th, Nb, Sm e Y, e empobrecidos em
Ba, em relação aos riolitos pórfiros da Serra Norte.
Apesar dos riolitos estarem hidrotermalmente alterados, tentou-se discriminar seu ambiente tectônico a partir
das razões Th/Yb versus Ta/Yb (Gorton & Schandl 2000)
para rochas vulcânicas intermediárias e ácidas. Como
pode ser observado no diagrama da figura 45, a maioria
das amostras dos riolitos do Alvo Estrela e da Serra Nor-
MORB
Figura 45 – Diagrama Th/Yb versus Ta/Yb (Gorton & Schandl
2000), mostrando as amostras de riolito A e B do Alvo Estrela
e o riolito da Serra Norte. Quadrados sólidos: riolito A, triângulo vazado: riolito B, triângulos sólidos: riolito Serra
Norte. OA: Arco Oceânico; ACM: Margem Continental Ativa,
WPVZ: Zona vulcânica intraplaca. Os campos WPB (Basalto
intraplaca) e MORB representam as zonas definidas por
Pearce (1983).
te ocupam o campo correspondente à margem continental ativa, interpretação coincidente com os dados isotópicos
obtidos em gabros e andesitos, referidos no capítulo 10.
0.1
La Pr
Eu Tb Ho Tm Lu
Ce Nd Sm Gd Dy Er Yb
1
10
Amostra/Condrito
Amostra/Condrito
Amostra/Condrito
(a)
1
.01
WPB
20
10
200
100
10
OA ACM WPVZ
(b)
0.1
.01
La
Ce
Eu
Nd Sm Gd
(d)
10
1
0.1
.01
Lu
Yb
(c)
0.1
.01
La
Ce
Eu
Nd Sm Gd
Ho
Dy Er
Lu
Yb
100
Amostra/Condrito
Amostra/Condrito
200
100
Ho
Dy Er
1
La
Ce
Eu
Nd Sm Gd
Ho
Dy Er
10
1
0.1
.01
Lu
Yb
(e)
La
Ce
Eu
Nd Sm Gd
Ho
Dy Er
Lu
Yb
Figura 46 – Diagramas de representação de elementos terras raras normalizados pelo condrito (Sun & MacDonough 1989).
(a) Pontos roxos, arenitos Gorotire do Alvo Estrela. Triângulos verdes, formação ferrífera bandada da Formação Carajás do
Alvo Estrela. (b) Formação ferrífera bandada da Formação Carajás, no N4. (c) Formação ferrífera da Mina do Igarapé
Bahia. (d) Arenitos e ritmitos da Mina do Igarapé Bahia. (e) Quartzitos do depósito de Cu-Au do Salobo.
197
Caracterização Geológica do Alvo Estrela (Cu-Au), Serra dos Carajás, Pará
A geoquímica de riolitos é influenciada pela composição química de suas rochas fonte. O enriquecimento progressivo em Th reflete o aumento da contribuição de componente de arco para as lavas. Também o aumento progressivo em Th e Ta sugere contribuição de crosta continental mais antiga a partir de magmas gerados em ambiente de margem continental ativa (Gorton & Schandl
2000). Embora os valores de Ta e Th possam ser provenientes de metassomatismo granítico, essas sugestões são
compatíveis também com os valores de εNd (T)= –3,2
encontrados em gabros e andesitos associados a esses
riolitos na área.
com a natureza arcosiana dos arenitos, já descrita
petrograficamente. Seus padrões de ETR são semelhantes aos dos ritmitos da Mina do Igarapé Bahia, como pode
ser observado na figura 46 d, e.
Formação Ferrífera e Arenitos
Os granitos compreendem ortoclásio-albita granito
e suas fácies episienítica – quartzo-álcali-feldspato
sienito vermelho – e topázio-ortoclásio-albita granito.
Zonas greisenizadas, portadoras de micas litiníferas
e relacionadas aos granitos, são comuns na área do
alvo.
O ortoclásio-albita granito apresenta valores de SiO2
entre 70 e 71%, TiO2 0,004 – 0,008%, MgO 0,02%, CaO
0,2 a 0,6% e P2O5 0,01 – 0,02%, sendo enriquecido em
Rb (945ppm), Nb (72,4ppm), U (9,6ppm), Ni (704ppm),
Cr (377ppm) e Ta (76ppm) em relação ao episienito
(quartzo-álcali-feldspato sienito). É peraluminoso, de
acordo com o índice de Shand, alcalino, conforme o índice
de Wright (1969) e cálcico de acordo com o índice álcalicálcico de Peacock (1931) (Figura 47a, b). Trata-se de
granito sódico que apresenta razão FeO/Fe2O3 entre 9 e
14, sendo mais reduzido do que o quartzo diorito. O
conteúdo de ETR é de 20 a 22 vezes o condrito, mostrando
fracionamento dos ETRL (La/Smn = 2,6 – 3,0) e dos ETRP
(Gd/Ybn = 0,3 a 0,4). bem como pronunciada anomalia
negativa de Eu (Eu/Eu* = -1,8 a -1,9) (Figura 48).
O episienito (quartzo-álcali-feldspato sienito vermelho)
é potássico e tem SiO2 entre 54 e 55%, MgO 0,3 a 0,4%,
As características geoquímicas das formações ferríferas e dos arenitos serão tratadas de maneira mais superficial por consistirem de rochas sedimentares sem relação direta com o minério.
As formações ferríferas são compostas essencialmente por Fe e Si (FeO + SiO2 = 99,56 a 99,99%), tendo,
portanto, conteúdos muito baixos dos outros elementos,
mesmo traços e ETR (Figura 46a). Seus padrões de ETR
são bastante diferentes de outras formações ferríferas
da Formação Carajás, como pode ser observado pela
comparação com as formações ferríferas de N4 (Figura
46b) e do Igarapé Bahia (Figura 46c).
Os arenitos Gorotire apresentam-se muito enriquecidos em ETR, em relação tanto a arenitos arqueanos quanto
a arenitos proterozóicos. Os padrões de ETR,
normalizados pelo condrito, das rochas sedimentares dependem principalmente das áreas fonte, que devem ser
analisadas e comparadas em detalhe. Os valores de ETR
obtidos nesses arenitos podem refletir fonte crustal, tal
como o embasamento do Complexo Xingu. A anomalia
positiva de Eu, (Eu/Eu* = 1,14 a 1,09) está de acordo
(a)
Rochas Intrusivas
Conforme já referido, as rochas intrusivas encontradas
no Alvo Estrela correspondem a granitos, quartzodiorito
e diversos diques de diabásio.
Granitos
(b)
15.0
Alkalic
A-C
C-A
Calcic
9.0
ANK
Na2O+K2O
12.0
6.0
3.0
0.0
40
50
60
70
80
SiO2
3.0
2.8 Metaluminous
2.6
2.4
2.2
2.0
1.8
1.6
1.4
1.2
1.0
Peralkaline
0.8
0.6
0.4
0.5
1.0
Peraluminous
1.5
2.0
ACNK
Figura 47 – Amostras dos granitos estudados representados nos diagramas de Peacock (1931) e Shand (1950) mostrando que
QAFS – episienito (losango azul) é álcali-cálcico e metaluminoso e que OAG (círculos vermelhos) é cálcico e peraluminoso.
198
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Figura 48 – Padrão de elementos terras raras de amostras de
ortoclásio-albita granito (círculos vermelhos) e episienito
(quartzo-álcali-feldspato sienito) (losângos azuis),
normalizados pelo condrito (Sun & Mcdonough 1989).
Figura 49 – Padrão de elementos terras raras de amostras de
fluorita (triângulo cinza), biotita verde (losango), turmalina
(cruz) e ortoclásio-albita granito (círculos vermelhos),
normalizados pelo condrito (Sun & Mcdonough 1989).
CaO 9,0 a 10%, Na2O 0,09 a 0,05% e P2O5 entre 0,03 a
0,04%. É álcali-cálcico e metaluminoso, enriquecido em
Ba (1220ppm) e Cu (1590ppm) comparado com o albitaortoclásio granito. A baixa sílica deve-se à lixiviação de
quartzo devida a alteração hidrotermal tardi a pós
magmática, de alta temperatura, característica do processo
de episienitização, conforme definido por Lacroix (1920).
O baixo sódio sugere que a lixiviação da sílica não tenha
sido acompanhada por albitização. A lixiviação do quartzo
teria aumentado a porosidade da rocha, permitindo que
os espaços intergranulares fossem preenchidos por
fluorita, o que é refletido pelo elevado cálcio. O aumento
de Ca, acompanhado de Eu, teria sido a causa do
desaparecimento da pronunciada anomalia negativa de
Eu do episienito, em comparação com AOG. O conteúdo
de ETR é de 20 a 25 vezes o condrito, mostrando padrão
de ETR normalizado pelo condrito (Sun & Mcdonough
1989) em forma de gaivota, característico. Apresenta
ΣETR = 164 a 1399 ppm e sua curva padronizada pelo
condrito tem fracionamento de ETRL (La/Sm)n = 1,5-5,2
e ETRP (Gd/Yb)n = 0,2 a 0,3 e discreta anomalia negativa
de Eu (Eu/Eu* = 0,09-0,43). (Figura 48).
Exceto pela acentuada anomalia negativa de Eu do
ortoclásio-albita granito (OAG) e fraca anomalia positiva
do episienito - quartzo-álcali-feldspato sienito (QAFS), há
perfeita coincidência entre eles, no que tange aos padrões
de ETR. O padrão do quartzo-álcali-feldspato granito
coincide, ainda melhor, com aqueles das fácies mais evoluídas do (OAG) (Figura 48).
A perfeita correlação entre os padrões de ETR de
fluorita, biotita verde e turmalina da ganga dos veios
mineralizados do alvo e do ortoclásio-albita granito (Figura 49) sugere que o conteúdo de ETR dessa rocha
seja controlado pelos minerais acessórios, como descrito por Öhlander et al., (1989) para os aplitos
mineralizados a molibdenita no Paleoproterozóico da
Suécia. Assim, a anomalia de Eu, pelo menos no
ortoclásio-albita granito, estaria relacionada a biotita rica
em ETR, indicando que os fluidos formadores do minério e da ganga dos veios do Alvo Estrela foram provenientes do OAG.
Quartzo diorito
O quartzo diorito apresenta SiO2 (61,3 - 63.54%), TiO2
(0,97 - 1,0%), CaO (2,52 - 3,06%), razões FeO/Fe2O3
entre 6,05 e 9,42, e K2O/Na2O 1,05-1,19, U (4 – 5 ppm),
Li até 208 ppm e Au entre 5 e 50 ppb. A composição
normativa do quartzo diorito pode ser observada na tabela 14.
Tabela 14– Composição normativa do quartzo diorito.
199
Caracterização Geológica do Alvo Estrela (Cu-Au), Serra dos Carajás, Pará
A rocha é muito rica em ETR (ΣETR = 1.726 a 2.200
ppm). A curva padronizada pelo condrito mostra forte
fracionamento de ETRL (La/Sm)n = 6,4-6,7),
fracionamento menos pronunciado de ETRP (Gd/Yb)n =
1,7 a 2,1 e anomalia negativa de Eu (Eu/Eu* = 0,58-0,69).
Deve-se notar a semelhança e o paralelismo dos padrões
de ETR do quartzo diorito e da rocha greisenizada (F1193.85) apresentada na figura 50. Essa amostra
corresponde a uma zona descolorida (bleached), cuja
análise revelou altos valores de Rb e Li (>1000 e 1080
ppm, respectivamente). Estudos adicionais são necessários para verificar se há relação entre as rochas
greisenizadas e o quartzo diorito pórfiro.
Diabásio
Os diabásios analisados são derivados de basaltos
toleiíticos continentais e intra-placa, tais como os diabásios
que cortam a área do Salobo e a Mina do Igarapé Bahia.
Apresentam padrão de ETR paralelo ao do diabásio da
mina do Igarapé Bahia, sendo, todavia, relativamente mais
ricos em ETR (ΣETR 438 – 426 ppm) do que os últimos
(ΣETR = 28,51-30,69). Este comportamento é esperado
Tabela 15 – Composição normativa dos diabásios.
de basaltos fanerozóicos (figura 51). Como se trata de
rochas não alteradas, sua composição normativa é compatível com a de rochas derivadas de magma basáltico
toleiítico continental.
Figura 50 – Diagrama mostrando o padrão de ETR normalizado pelo condrito do quartzo diorito (pontos vermelhos) e da
rocha greisenizada (triângulos roxos) e do episienito (losangos azuis). Os círculos vermelhos mostram o padrão do OAG, para
comparação. 50(a) – Observar a semelhança entre os padrões do quartzo diorito e da rocha greisenizada. 50(b) – Observar
o paralelismo entre o OAG e o episienito e do quartzo diorito e da rocha greisenizada.
200
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
(a)
(c)
(b)
(d)
(e)
Figura 51 – (a) Diagrama de classificação Na2O + K2O versus SiO2 do diabásio. (b) Diagrama AFM mostrando composição
toleiítica do diabásio. (c) Diagrama de ETR, normalizado pelo condrito (Sun & MacDonough 1989), do diabásio do Alvo
Estrela. (d) Diagrama de ETR, normalizado pelo condrito (Sun & MacDonough 1989), do diabásio da mina do Igarapé
Bahia. (e) Diagrama Zr versus Zr/Y de classificação de ambiente tectônico de magmas basálticos (Pearce e Norry 1979).
Observar os pontos correspondentes às amostras do diabásio inseridas no campo dos basaltos intra-placa.
VIII. INCLUSÕES FLUIDAS
Descrição Petrográfica
A descrição petrográfica das inclusões fluidas (Ifs)
foi executada por meio de lâminas bipolidas em quartzo,
fluorita, carbonato e topázio, que ocorrem em veios associados a eventos de alteração hidrotermal de
potassificação, greisenização e carbonatação, sendo primeiramente descritos em lâminas delgadas e polido-delgadas, os minerais hospedeiros das inclusões fluidas.
Quartzo
Quartzo é o mineral predominante nos veios associados à alteração potássica e greisenização. Nos veios
relacionados a potassificação, o quartzo apresenta-se
com forma anédrica e extinção ondulante, que evolui
para textura de subgrão (Figura 52a) e raramente
recristalização (Figura 52b). Quando recristalizado, as
inclusões fluidas (Ifs) apresentam-se crepitadas ou for-
temente deformadas. Em uma lâmina o veio aparece
brechado e recortado por veios preenchidos com fluorita,
clorita e mica branca (Figura 52c). Quando associados
à greisenização os cristais de quartzo são menos deformados, com formas subédricas e anédricas (Figura 52d),
o mesmo acontecendo nos cristais associados à
carbonatação (Figura 52f). No geral, apresentam tamanhos variáveis de 0,05 a 12mm.
Fluorita
Fluorita, que juntamente com quartzo ocorre em todas
as fases de alteração hidrotermal, apresenta-se como
grãos subédricos a anédricos, com tamanho variando de
0,05 a 10mm (Figura 52d e f).
Carbonato
Os cristais de carbonato analisados variam em tamanho de 0,4 a 6mm, possuem forma subédrica a anédrica e
não apresentam sinais evidentes de deformação ou
201
Caracterização Geológica do Alvo Estrela (Cu-Au), Serra dos Carajás, Pará
recristalização, possivelmente por serem a última fase
mineral a se formar (Figura 52f).
Topázio
Topázio só ocorre nos veios relacionados a
greisenização, com cristais subédricos e anédricos (Figura 52e), sendo esse último mais abundante; possuem tamanhos variáveis entre 0,06 e 2mm. Em alguns cristais
pode-se perceber zonação marcada por trilhas de Ifs paralelas às linhas de crescimento.
As Ifs presentes nesses minerais foram identificadas
e classificadas como (Figura 53):
• Tipo M: monofásicas claras e escuras;
• Tipo L: bifásicas aquosas;
• Tipo S: aquosas com sólido, subdivididas em dois
subtipos:
• S1: aquosas trifásicas com um sólido;
• S2: aquosas multifásicas com dois ou mais sólidos;
• Tipo C: aquo-carbônicas;
• Tipo Cs: aquo-carbônicas com um ou mais sólidos.
(a)
(c)
(b)
(d)
(f)
(e)
Figura 52 – Fotomicrografias. (a) Quartzo com textura de sub-grão; notar a permanência de trilhas de inclusões fluidas após
a deformação (potassificação). (b) Quartzo dobrado com faixas recristalizadas (potassificação). (c) Veio de quartzo brechado,
com fraturas preenchidas por fluorita, clorita e mica branca (potassificação). (d) Veio de quartzo e fluorita, com biotita e
clorita nas bordas (greisenização). (e) Cristal de topázio em veio associado a greisenização; notar as trilhas de inclusões
fluidas paralelas às linhas de crescimento. (f) Veio preenchido por carbonato, quartzo e fluorita (carbonatação).
(c)
(b)
(a)
202
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
(d)
(e)
(g)
(h)
(f)
(i)
(j)
(m)
(l)
(n)
(o)
(q)
(p)
(r)
Figura 53 – Inclusões fluidas presentes nos veios do Alvo Estrela: Fluorita – Ifs tipo L (a), tipo L em trilhas pseudo-secundárias (b), ifs tipo S1 (c) e tipo S2 (d), ifs tipo M clara (e) e escura (f). Quartzo – Ifs tipo L juntamente com tipo S2 (g), Ifs tipo
M claras e escuras (h), If tipo S2 (i), If tipo Cs (j), If tipo C (l), Ifs tipo S2 com sólido vermelho (m e n). Carbonato – Ifs tipo L
e S1 (o), Ifs tipo S1 e S2 (p), Ifs tipo M escuras (q) e claras (r).
203
Inclusões Fluidas nos veios associados à alteração
potássica
Quartzo
As Ifs presentes nos cristais de quartzo associados à
alteração hidrotermal de potassificação são do tipo L,
encontradas em grande quantidade, com o grau de preenchimento da fase vapor variando entre 20 e 30%. Estão presentes também em grande quantidade Ifs do tipo
M claras e escuras e ainda Ifs tipos S1 e S2 com preenchimento de 20 a 80%. Todos os tipos possuem tamanho
de 1 a 30 µm e apresentam-se distribuídas aleatoriamente
nos cristais, caracterizando formação primária ou distribuídas em trilhas pseudo-secundárias. São poligonais ou
arredondadas, apresentando com freqüência sinais evidentes de estrangulamento.
Inclusões fluidas do tipo C e Cs coexistem em pequena quantidade com as Ifs acima descritas somente no
quartzo associado à alteração potássica. Distribuem-se
aleatoriamente nos cristais de quartzo, possuem tamanho
que varia de 1 a 20µm e o grau de preenchimento da fase
vapor está entre 40 a 80%.
Fluorita
Contém com freqüência Ifs tipo L, com grau de preenchimento da fase vapor entre 20 a 30%. Estão presentes ainda Ifs tipo M claras e escuras e raramente dos
tipos S1 e S2 (preenchimento total das fases vapor e sólida entre 20-60%). Todos os tipos distribuem-se aleatoriamente nos cristais de fluorita ou em trilhas
intragranulares, o que caracteriza origens primária e
pseudo-secundária, respectivamente. Quanto ao tamanho,
as Ifs acima descritas têm entre 1 e 20µm, com formas
poligonais ou arredondadas, freqüentemente com sinais
evidentes de estrangulamento.
Inclusões Fluidas
greisenização
nos
veios
associados
à
Quartzo
Fluorita
Foram identificadas em abundância Ifs do tipo M escuras e tipo L. As Ifs L possuem grau de preenchimento
da fase vapor entre 20 e 30%. Raramente estão presentes Ifs S1 (preenchimento entre 30 e 60%). Todos os tipos estão dispostos irregularmente ou em trilhas pseudosecundárias, com tamanho variando entre 1 a 15µm. Quanto à forma, são poligonais ou arredondadas, apresentando
com freqüência sinais evidentes de estrangulamento.
Topázio
As Ifs identificadas nos cristais de topázio são do tipo
L, apresentando tamanho entre 1 e 10µm e grau de preenchimento da fase vapor de 30%. Provavelmente devido às características desse mineral, em especial sua
clivagem, nota-se que a preservação das inclusões é menor, tornando-as muito estranguladas e em sua grande
maioria crepitadas, o que dificultou a seleção de Ifs para
microtermometria.
Inclusões Fluidas no veio associado à carbonatação
Quartzo
As ifs presentes são do tipo L e estão associadas em
grupos ou trilhas que podem ser caracterizadas como primárias ou pseudo-secundárias, tamanhos entre 1 e 20 µm,
formas tabulares, arredondadas, poligonais e eventualmente com evidências sugerindo estrangulamento. O grau de
preenchimento da fase vapor é variável entre 20 e 30%.
Foram identificadas também Ifs tipo M claras e escuras.
Fluorita
Na fluorita associada a carbonatação, as Ifs são do
tipo L, tipo S1 e tipo M claras e escuras. Estão distribuídas aleatoriamente ou em trilhas pseudo-secundárias. As
Ifs tipo L possuem grau de preenchimento da fase vapor
entre 20 e 30% e as do tipo S1 entre 20 e 50%. Todos os
tipos possuem tamanhos variáveis entre 1 e 25 µm e formas tabulares, poligonais e arredondadas, freqüentemente
com sinais evidentes de estrangulamento.
Carbonato
Nos cristais de quartzo associados à greisenização são
abundantes Ifs dos tipos L, M escuras e S1, sendo menos
freqüentes as do tipo S2. Ifs do tipo L apresentam grau
de preenchimento da fase vapor variando entre 1 e 30%
e o grau de preenchimento total do sólido e fase vapor
nas do tipo S1 e S2 varia entre 20 e 50%. Todos os tipos
possuem tamanho de 1 a 30 µm e distribuem-se de forma
aleatória ou em trilhas pseudo-secundárias. No geral, possuem formas arredondadas ou poligonais com sinais evidentes de estrangulamento.
As Ifs presentes em abundância no carbonato são do
tipo M escuras, tipo L (preenchimento da fase vapor 20 a
30%) e raramente Ifs tipo S1 e S2 (preenchimento total
entre 30 e 40%). Essas Ifs possuem tamanhos variáveis
entre 1 e 16µm e formas arredondadas ou poligonais com
sinais evidentes de estrangulamento. Distribuem-se irregularmente ou dispostas em trilhas pseudo-secundárias.
204
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Fases sólidas presentes nas inclusões fluidas
Com exceção do topázio associado a greisenização,
todos os outros minerais hospedam inclusões fluidas dos
tipos S1 e S2, inclusive Ifs tipo Cs em quartzo associado
a potassificação.
De acordo com o espectro do detector EDS (Figura
54), acoplado ao microscópio eletrônico de varredura, os
dois sólidos encontrados e analisados são constituídos de
NaCl (halita), porém, por limitações operacionais do aparelho, esses sólidos não foram encontrados dentro das
cavidades das Ifs, mas sim sobre o mineral hospedeiro da
mesma.
Além de halita, outros sólidos presentes constituemse em material amorfo de cor vermelha (Figura 53m e n),
possivelmente óxido de ferro e prováveis cristais de silvita
e carbonato.
Microtermometria
Para análise microtermométrica foram selecionadas nove lâminas (Tabela 17) representativas dos veios associados às fases de alterações hidrotermais anteriormente descritas. Das nove lâminas, seis são de
veios associados à potassificação, que representa a
principal fase de mineralização, duas são representati-
vas da fase de greisenização e uma pertencente à fase
de carbonatação.
Potassificação
Temperatura de fusão do gelo
Os minerais presentes nos veios associados à
potassificação são quartzo e fluorita. Quartzo, mineral mais
abundante na maioria dos veios dessa fase de alteração,
apresenta variação na temperatura da fusão do gelo, em
Ifs aquosas bifásicas, em faixa de –1 a –21 °C, na qual
se sobressaem dois picos principais em –9 e –15 °C.
As Ifs analisadas na fluorita resultaram em faixa de
temperaturas de fusão do gelo de 0 a –16 °C, com concentração maior de 0 a –6 °C e dispersão em –8 e –9 °C
e –15 °C (Figura 55a).
Temperatura de homogeneização total
As temperaturas de homogeneização total das Ifs em
quartzo dos veios associados a potassificação apresentam variação de 80 a 480 °C, com pico em 160 °C que
por sua vez é cercado por dispersão aproximadamente
normal.
Na fluorita as temperaturas variam entre 120 e 260°C,
com pico principal em 150/160 °C e picos menos representativos em 190 e 240 °C. (Figura 56d)
Figura 54 – Imagem backscattering de cubos de halita (NaCl) sobre fluorita (CaF2) do microscopio eletrônico de varredura
e análise semi-quantitativa de EDS (Energy Dispersive System) da amostra F11-212,00 metalizada com película de carbono.
205
Caracterização Geológica do Alvo Estrela (Cu-Au), Serra dos Carajás, Pará
Greisenização
Espectrometria Raman
Temperatura de fusão do gelo
Tabela 16 – Resultado das análises por Espectrometria
Raman.
Devido ao fato das Ifs bifásicas aquosas apresentarem tamanho muito reduzido para análise
microtermométrica em uma das lâminas, a temperatura
de fusão do gelo em quartzo dos veios associados a
greisenização está representada por medidas efetuadas
em uma lâmina. Essas temperaturas são variáveis entre
–8 e –24°C, com concentração maior de freqüência em
–11°C.
Os resultados de temperaturas de fusão do gelo para
fluorita variam entre –8 e –24°C, com picos em –11 e –
19°C.
A dificuldade de encontrar-se Ifs em topázio que não
apresentam sinais de estrangulamento, somada à pouca
quantidade desse mineral nos veios, possibilitou apenas a
realização de seis medidas. A freqüência é de uma medida em 0, –2 e –10°C e duas medidas em –1°C (Figura
55b).
Tabela 17 – Relação de lâminas estudadas por
microtermometria
Temperatura de homogeneização total
As temperaturas de homogeneização total nas Ifs presentes em quartzo associado à greisenização apresentam
variação entre 130 e 430°C, com maior concentração em
260/270°C e 170/190°C.
Na fluorita as temperaturas variam entre 120 e 210
°C, com um pico principal em 130/140°C.
Das seis medidas obtidas nas Ifs presentes em topázio,
três ficaram em 190°C, duas em 200°C e uma em 180°C
(Figura 56e).
Carbonatação
Temperatura de fusão do gelo
Nas Ifs presentes em fluorita os resultados estão entre 80 e 190°C, com pequeno pico em 110°C. Houve ainda duas medidas dispersas em 270 e 320°C.
No carbonato as Ifs apresentaram resultados de temperaturas de homogeneização total variáveis entre 120 e
180°C, com pico em 140°C. Como em fluorita, foram
obtidas duas medidas dispersas em 320 e 350 °C (Figura
56f).
Conclusões
Quanto aos resultados obtidos nas Ifs presentes em
quartzo associado a carbonatação, a variação está entre
–3 e –24°C, distribuída de forma completamente aleatória.
Em fluorita os resultados variaram entre 0 e –25°C,
com maior concentração de 21 a 23°C.
No carbonato a distribuição está entre –2 e –5°C e –
10 e –15°C. Nesse último, é onde se concentra o maior
número de medidas com pico em 13/14°C (Figura 55c).
Temperatura de homogeneização total
Os resultados de temperatura de homogeneização total em quartzo associado a carbonatação são também distribuídos de forma aleatória, entre 90 e 160°C.
Os tipos de inclusões fluidas mais comuns, distribuídas aleatoriamente nos cristais ou em trilhas pseudo-secundárias, caracterizando origem primária e coexistindo
em todos os veios associados aos diferentes tipos de alteração hidrotermal em quartzo, fluorita e carbonato
correspondem a:
M: monofásicas claras e escuras
L: bifásicas aquosas
S: aquosas com sólido, divididas em dois subtipos:
S1: aquosas trifásicas com um sólido
S2: aquosas multifásicas com dois ou mais sólidos
C: aquo-carbônicas
Cs: aquo-carbônicas com um ou mais sólidos
As duas últimas ocorrem em muito pouca quantidade
apenas nos veios associados a potassificação, onde coexistem com os outros tipos de inclusões fluidas.
206
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
(a)
(d)
(b)
(e)
(c)
(f)
Figura 55 – Histogramas dos resultados de temperatura de
fusão do gelo: (a) Ifs em quartzo e fluorita relacionados à
potassificação. (b) Ifs em quartzo, fluorita e topázio relacionados à greisenização. (c) Ifs em quartzo, fluorita e carbonato relacionados à carbonatação.
Figura 56 – Histogramas dos resultados de temperatura de
homogeneização total: (d) Ifs em quartzo e fluorita relacionados a potassificação. (e) Ifs em quartzo, fluorita e topázio
relacionados a greisenização. (f) Ifs em quartzo, fluorita e
carbonato relacionados à carbonatação.
Os resultados de Espectroscopia Raman demonstram
a ausência de CO2 nas IF do tipo L e M claras. Nas IF do
tipo C ocorrem CO2 e CH4, bem como nas IF do tipo M
escuras.
Quanto aos resultados microtermométricos verificouse que:
1)Inclusões fluidas bifásicas aquosas associadas à
potassificação apresentaram salinidades variáveis entre
1 a 22 % eq. Peso de NaCl e inclusões fluidas saturadas
entre 30 e 50 % eq. Peso de NaCl, com temperaturas de
homogeneização variáveis entre 100 e 250 °C (Figura 57).
2)Inclusões fluidas bifásicas aquosas associadas à
greisenização apresentaram salinidades variáveis entre
1 e 22 % eq. Peso de NaCl e inclusões fluidas saturadas
entre 30 e 45 % eq. Peso de NaCl, com temperaturas
de homogeneização variáveis entre 110 e 220 °C (Figura 58).
3)Inclusões fluidas bifásicas aquosas associadas a
carbonatização apresentaram salinidades variáveis entre
1 e 23 % eq. Peso de NaCl e inclusões fluidas saturadas
entre 30 e 42 % eq. Peso de NaCl, com temperaturas de
homogeneização variáveis entre 80 e 180 °C (Figura 59).
A coexistência geral de inclusões fluidas bifásicas aquosas e trifásicas/multifásicas saturadas, juntamente à ampla variação de salinidade, indicam fluidos hidrotermais
com importante contribuição granítica, podendo ser explicados por processo de reação contínua entre o fluido e
a rocha encaixante durante a queda de temperatura.
207
Caracterização Geológica do Alvo Estrela (Cu-Au), Serra dos Carajás, Pará
Figura 57 – Diagrama binário Temperatura de homogenização – salinidade (% eq. Peso NaCl) das inclusões fluidas associadas
à fase de potassificação, indicando:
Salinidade: Tipo L ⇒ 1 – 22% eq. Peso NaCl (o intervalo entre 22 e 30% eq. Peso NaCl corresponde a um bem conhecido intervalo
de metaestabilidade), Tipo S ⇒ 30 – 50% eq. Peso NaCl e Temperatura de homogeneização: 100 – 250 °C. No tipo S são representadas
as TH do sólido e parcial da fase vapor.
Figura 58 – Diagrama binário Temperatura de homogenização – salinidade (% eq. Peso NaCl) das inclusões fluidas associadas
à fase de greisenização, indicando:
Salinidade: Tipo L ⇒ 1 – 22% eq. Peso de NaCl; Tipo S ⇒ 30 – 45% eq. Peso de NaCl
Temperatura de homogeneização: 110 – 220 °C
208
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Figura 59 – Diagrama binário Temperatura de homogenização – salinidade (% eq. Peso NaCl) das inclusões fluidas associadas
à fase de carbonatação, indicando: Salinidade: Tipo L ⇒ 1 – 23% eq. Peso de NaCl; Tipo S ⇒ 30 – 42% eq. Peso de NaCl
Temperatura de homogeneização: 80 – 180 °C
IX. ISOTÓPOS ESTÁVEIS
obtidos foram 3,4 – 6,0 nos gabros, 7,0 – 4,3 nos
andesitos, 3,5 na brecha feldspática, 7,8 no riolito, 8,2 no
quartzo diorito, 8,6 – 9,7 no granito, 7,4 – 8,0 no episienito
vermelho e 8,4 – 9,1 no Granito Serra do Rabo.
De acordo com Taylor (1974), as rochas ígneas
apresentam valores de δ18O‰ (SMOW) entre +5,5 e +10,
sendo que os gabros e andesitos são caracterizados por
valores em torno de +5,5 e os granitos entre +7,0 e +10,0.
Rochas alteradas por fluidos com contribuição de águas
meteóricas mostram depleção de δ18O, com o conseqüente
enriquecimento da água em δ18 O.
A partir das descrições petrográficas dos gabros e
andesitos analisados, verifica-se que as amostras que produziram os valores próximos de 5,0-5,5 δ18O‰ são aquelas nas quais as texturas ígneas se encontram mais preservadas, bem como se observa a maior quantidade de
anfibólio cálcico, do tipo hastingsita-pargasita, indicativo
da fase de alteração precoce cálcico-sódica ou
metamorfismo. Os valores mais elevados de δ18 O estão
nas rochas nas quais a biotitização está mais avançada e
a textura original (subofítica) foi destruída. Em outras
palavras, a biotitização, produto da alteração potássica
vinculada aos granitos, leva δ18O da amostra para valores próximos dessas rochas, cujos fluidos foram possivelmente os responsáveis pela alteração, pois as descrições
(SMOW)
As relações isotópicas entre diversos minerais, especialmente as relacionadas ao equilíbrio ou desequilíbrio,
permitem estimar a temperatura da mineralização, os
mecanismos de geração, fonte e deposição de metais,
sulfetos e gangas silicáticas e carbonáticas (Ohmoto e
Goldhaber, 1997).
Análises de isótopos estáveis de oxigênio, deutério,
enxofre e carbono foram efetuadas em amostras do Alvo
Estrela com o intuito de determinar a origem dos fluidos
mineralizantes, responsáveis também pela alteração
hidrotermal das rochas hospedeiras do minério de CuAu, a temperatura de equilíbrio do minério e ganga, a origem do enxofre dos sulfetos e do carbono dos carbonatos
dos veios tardios.
Isótopos de oxigênio em rocha total
Foram realizadas 20 análises isotópicas de oxigênio,
englobando todos os litotipos observados na área: gabros,
andesitos, quartzo diorito, ortoclásio-albita-granito e quartzo-álcali-feldspato-sienito (episienito) vermelho, além do
Granito Serra do Rabo e uma amostra de brecha
feldspática (Tabela 18, Figura 60). Os valores de δ18O‰
209
Caracterização Geológica do Alvo Estrela (Cu-Au), Serra dos Carajás, Pará
petrográficas, os dados litogeoquímicos e as datações
isotópicas discutidos anteriormente indicam que o minério está relacionado aos granitos paleoproterozóicos (Figura 60).
Por outro lado, a diminuição da razão δ18O‰, em rochas alteradas tem sido atribuída à interação com fluidos
meteóricos (Taylor, 1974; Zheng, 1993). Isto pode ser
verdadeiro em relação à amostra de rocha quartzofeldspática brechada (δ18 O = 3,5), pois dados discutidos
a seguir sugerem que também a clorita de veio brechado
tenha interagido com água meteórica. Todavia, verificase também que as amostras de gabro e andesito caracterizadas por valores mais baixos de δ18O mostram alteração fílica e greisenização tanto mais intensa quanto mais
depletada em δ18O se mostra a rocha. Como a alteração
fílica e a greisenização são alterações provenientes de
fluidos mais ácidos, redutores e tardios, pode-se especular sobre a possibilidade de contribuição de fluidos
meteóricos neste estágio. Contudo, não deve se perder
de vista o número reduzido de amostras estudadas.
Tabela 18 – Resultados de δ 18O
Estrela.
(SMOW)
das rochas do Alvo
Isótopos de oxigênio e deutério em minerais
Isótopos de oxigênio e hidrogênio foram analisados em
5 minerais procedentes de veios. O par quartzo-biotita
encontra-se em veio formado por quartzo, biotita verde
com textura em leque, turmalina, albita, fluorita e
calcopirita, representante do estágio principal de
mineralização e que corta andesito ainda portador de textura subofítica reliquiar. A outra amostra de quartzo analisada ocorre em veio, cuja assembléia mineral representa o estágio de alteração fílica/greisenização, sendo composto por quartzo, siderofilita intercrescida com clorita,
albita parcialmente substituída por mica branca, fluorita,
calcopirita subordinada e topázio. O par quartzo-clorita
foi analisado em veio brechado, tardio, sem mineralização
sulfetada e formado por fragmentos de andesito, quartzo
e clorita botrioidal, preenchendo espaços vazios. Os resultados das análises encontram-se na Tabela 19.
A biotita do veio tem assinatura isotópica semelhante
à de biotita ígnea (Taylor 1974). O valor de δ18O ligeiramente mais leve (+3,7) pode sugerir contribuição de águas
meteóricas ao fluido hidrotermal magmático com o qual
esse mineral provavelmente se equilibrou. A assinatura
da clorita do veio brechado tardio (δ18O = 1,2‰ e δD‰
= -47) mostra forte influência de águas meteóricas, sugerindo que tenha havido mistura de fluidos à medida que o
sistema hidrotermal esfriava, pois a clorita é sempre posterior à biotita na sucessão mineral observada. A temperatura de equilíbrio isotópico clorita-quartzo, calculada
conforme a equação de Wenner e Taylor (1971), revelou
Figura 60 – Diagrama mostrando a distribuição dos valores
de d18O das rochas do Alvo Estrela.
210
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
165°C o que deve, possivelmente, assinalar o fechamento do sistema hidrotermal, já em regime rúptil. Cálculos
de temperatura de equilíbrio isotópico de oxigênio no par
biotita-quartzo (Bottinga e Javoy. 1973; Zheng, 1993) produziram temperaturas negativas, sugerindo que não foi
atingido o equilíbrio isotópico nesse par.
A assinatura isotópica calculada do oxigênio do fluido
em equilíbrio com quartzo dos veios (Matsuhisa et al.,
1979), na temperatura de 250°C, correspondente à média
obtida pelo geotermômetro da clorita em veios
mineralizados de gabros e andesitos, estimada de acordo
com Zang e Fyfe (1995), revelou o valor de +5,3‰ para
o fluido dos veios de biotita e da alteração fílica/greisen e
+1,3‰ para o fluido do veio brechado tardio. No diagrama δ18O‰ versus δD‰ da (figura 61) observa-se que a
biotita do veio está localizada próximo do campo da biotita
magmática, enquanto clorita encontra-se mais próxima
da linha das águas meteóricas. No mesmo diagrama foram representados δ18O‰ calculados dos fluidos em equilíbrio com quartzo de veio versus δD‰ analisado nas
inclusões fluidas dos cristais de quartzo das mesmas amostras. Os resultados indicam que os fluidos responsáveis
pela mineralização tinham assinaturas metamórficas, possivelmente com alguma contribuição meteórica. Os fluidos finais, com os quais se equilibraram clorita botrioidal
e quartzo do veio brechado, possuíam forte influência de
águas meteóricas.
Pode-se inferir que a alteração potássica, responsável
pela formação maciça de biotita na área, juntamente com
a sulfetação, teve forte influência de fluidos magmáticos
derivados dos granitos (o que está de acordo com os valores de δ18O de rocha total). Já fluidos metamórficos
foram possivelmente preponderantes no transporte e deposição de metais. À medida que o sistema esfriava, os
fluidos meteóricos passaram a ter papel importante, predominando quando do fechamento do sistema, em regime
rúptil, abaixo de 200°C.
Tabela 19 – Resultados de análises de δ 18O e δD em pares de
minerais de veios e δD nas inclusões fluidas de quartzo dos
mesmos veios.
Observação:. 1 - Veio brechado em andesito, composto por quartzo,
clorita e fluorita. A clorita é botrioidal, corrói quartzo e desenvolve-se
na borda de microshear. 2. Veio de biotita verde em leque, quartzo e
turmalina em andesito. O contato entre esses minerais é corroído por
albita. Há ainda fluorita e calcopirita. 3. Veio de quartzo, turmalina,
biotita verde parcialmente substituída por clorita, fluorita, calcopirita,
pirita, pirrotita e molibdenita
Isótopos de enxofre em sulfetos
A associação constante de todos os tipos de sulfeto
com fluorita e/ou albita, biotita e minerais radiativos,
juntamente com a biotitização das rochas hospedeiras, e
da presença de biotita com assinatura isotópica
semelhante à de biotita ígnea, sugere fortemente que a
mineralização epigenética foi depositada por fluidos
hidrotermais de origem metamórfica, conforme os dados
dos isótopos de oxigênio e deutério. Os valores de δ34S
de calcopirita (+0,1 a +3.5), e pirita (+0,6 a +4,1), além de
molibdenita (+0,9) indicam fonte magmática para o
enxofre, da mesma forma que os valores de δ34S dos
Figura 61 – Diagrama binário δ 18O e δD mostrando a assinatura isotópica de biotita e clorita dos veios, juntamente com
a representação dos valores de δ 18O‰ calculados para os
fluidos em equilíbrio com quartzo e δD‰ analisado nas inclusões fluidas dos mesmos cristais de quartzo. Campos de Taylor
(1974).
211
Caracterização Geológica do Alvo Estrela (Cu-Au), Serra dos Carajás, Pará
sulfetos do Alvo Gameleira (Tabela 20, Figura 62). Os
intervalos dos valores de δ34S (‰) dos sulfetos do Alvo
Estrela são semelhantes aos dos outros depósitos de CuAu hidrotermais-magmáticos, tais como das classes de
cobre pórfiros, óxido de ferro, Cu-Au e mesmo o
depósito de Cu-Au de Gameleira, em Carajás (Figura
63). A molibdenita analisada apresenta lamelas
deformadas e contorcidas, dispostas nas bordas de veio
que contém calcopirita, quartzo, biotita, fluorita e
turmalina. Essa molibdenita corresponde a uma geração
antiga (Figura 17e) de sulfetos deformados e raros, sem
associação com minério não deformado dos veios. Como
foi visto no capítulo que trata da minerografia, foi
observado na área outro tipo textural de molibdenita, sem
deformação e mais jovem, que ocorre com pirita e
calcopirita nos veios (Figura 17 f).
O enxofre da molibdenita mais antiga não atingiu o
equilíbrio isotópico com o enxofre da calcopirita do
minério, o que é evidenciado pela temperatura de equilíbrio
isotópico negativa, obtida por meio da aplicação da equação
do geotermômetro de Surorova (1974) ao par molibdenitacalcopirita. Esses dados reforçam o que foi apresentado
no capítulo de geocronologia. As idades isotópicas SmNd do minério dos veios em rocha total produziram idade
isocrônica de 1857±98 Ma, enquanto a molibdenita
deformada forneceu idade isotópica Re-Os de 2,7 Ga.
Estudos adicionais se fazem necessários para a
confirmação da existência de mais de uma geração de
molibdenita na região, nenhuma das quais necessariamente
associadas à mineralização de Cu-Au.
Isótopos de carbono e oxigênio em carbonatos
Devido à raridade de veios carbonáticos no Alvo
Estrela, foram realizadas análises em apenas três amostras
de veios, duas em calcita e uma em siderita (Tabela 21).
A assinatura isotópica da siderita (δO18 SMOW de +21,84 e
δ13C PDB –15,56) é semelhante à siderita do depósito do
Igarapé Bahia – Alemão (Dreher 2004), ficando próxima
do campo da siderita de formações ferríferas (figura 64.
Os resultados das análises de δO18 SMOW (+ 9,08 a +10,
66) e δC13 PDB (-3,15 a -4,82) de calcita indicam assinatura
magmática para o carbono.
Como visto anteriormente, a temperatura de equilíbrio
isotópico quartzo-clorita foi estimada em torno de 165°C
em veios tardios. Como os carbonatos são posteriores à
clorita, a temperatura de equilíbrio desses minerais deve
ter sido inferior.
Para temperaturas <300°C, intervalo no qual não se
estabelece equilíbrio isotópico entre CO2 e CH4, os valores
Tabela 20 – Resultados de análises de δ34S (‰)CDT de sulfetos
do Alvo Estrela.
Figura 62 – Histograma dos resultados de δ34S (‰)CDT de
sulfetos do Alvo Estrela comparados com dados dos sulfetos
do Alvo Gameleira.
Figura 63 – Diagrama mostrando o intervalo dos valores de
δ34S (‰)CDT do Alvo Estrela, comparados com as assinaturas
isotópicas de enxofre de algumas classes de depósitos minerais. Dados do diagrama de Oreskes e Einaud, 1992, Ohmoto
1986, Hoefs 1997, Lindenmayer et al. 2001)
212
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
de δ13C obtidos podem ser utilizados diretamente para a
estimativa da fonte (Ohmoto e Goldhaber, 1997). Assim,
o δ 13 C da calcita é compatível com uma origem
magmática, enquanto o da siderita poderia ser atribuído a
carbono crustal, com influência de fluidos hidrotermais,
possivelmente, em interação com as formações ferríferas
da Formação Carajás.
Tabela 21 – Resultado de análises de isótopos de carbono e
oxigênio em carbonatos de veios do Alvo Estrela.
1 – Siderita cimentando brecha no contato entre andesito e topo do
álcali-feldspato-granito. 2 e 3 – Calcita em veio cortando sienito vermelho.
Conclusões
Os gabros e andesitos menos alterados
hidrotermalmente, isto é, os portadores de associação
mineral típica de alteração cálcico-sódica e com textura
ígnea preservada e possivelmente vestígios de assembléia
metamórfica, produziram valores próximos de 5,0-5,5
δ 18 O‰, característicos de rochas não alteradas de
composição semelhante. Os granitóides mostram valores
de δ18O‰ entre +7,0 e +10,0, também no intervalo
esperado para rochas desta natureza.
A biotitização, produto da alteração potássica associada
à mineralização e vinculada aos granitos, leva o δ18O das
amostras de gabros e andesitos para valores próximos
dos granitos, cujos fluidos foram possivelmente os
responsáveis pela alteração.
As amostras de gabro e andesito caracterizadas pelos
valores mais baixos de δ18O mostram alteração fílica e
greisenização tanto mais intensa quanto mais empobrecida
em δ 18 O é a rocha. A amostra de rocha quartzofeldspática brechada revelou o menor δ18 O‰ = 3,5,
sugerindo que greisenização e brechação tardias tiveram
importante contribuição de águas meteóricas, embora
quartzo do veio de greisen tenha se equilibrado com fluidos
metamórficos.
Biotita de veio tem assinatura isotópica semelhante à
de biotita ígnea. O δ18O ligeiramente mais leve (+3,7‰)
pode sugerir contribuição de águas meteóricas ao fluido
hidrotermal magmático com o qual esse mineral
provavelmente se equilibrou durante a alteração potássica.
A assinatura isotópica calculada do oxigênio do fluido,
em equilíbrio com quartzo dos veios na temperatura de
250°C revelou o valor de +5,3‰ para os veios de biotita
e da alteração fílica/greisen, compatível com fluidos de
origem metamórfica.
Os fluidos tardios (δ18O‰ = +1,3), com os quais se
equilibraram clorita botrioidal e quartzo do veio brechado,
em temperatura de equilíbrio isotópico do oxigênio de
165°C, possuíam já forte influência de águas meteóricas.
Pode-se inferir que a alteração potássica, responsável
pela formação maciça de biotita-siderofilita na área,
juntamente com a sulfetação, teve influência de fluidos
Figura 64 – Diagrama δO18PDB - δO18SMOW (por mil), mostrando carbonatos do depósito do Bahia-Alemão (pontos
coloridos Dreher 2004), juntamente com siderita e calcita do
Alvo Estrela (em estrelas preta e azul), juntamente com os
campos de carbonatos de: 1 – (Bahia-Alemão, Tazava et al.,
2000), 2 – depósitos do tipo VMS, 3 – depósitos do tipo
Besshi, 4 – carbonatos marinhos, 5 – carbono magmático, 6 –
carbono orgânico, 7 – calcita do depósito de Gameleira
(Lindenmayer et al., 2001). Modificado de Xavier e Dreher
(2001),
magmáticos derivados dos granitos (o que concorda com
os valores de δ18O de rocha total). Já fluidos metamórficos
foram possivelmente preponderantes no transporte e
deposição de metais. À medida que o sistema esfriava, a
mistura de fluidos tornava-se maior e os fluidos meteóricos
passaram a ter papel importante quando do fechamento
do sistema, em regime rúptil, abaixo de 200°C.
Os valores de δ34S de calcopirita (+0,1 a +3.5) e pirita
(+0,6 a +4,1), além de molibdenita (+0,9) indicam fonte
magmática para o enxofre.
Nos carbonatos dos veios tardios δ13C de calcita é
compatível com origem magmática, enquanto o da siderita
poderia ser atribuído a carbono crustal, com influência de
fluidos hidrotermais.
213
Caracterização Geológica do Alvo Estrela (Cu-Au), Serra dos Carajás, Pará
X. GEOCRONOLOGIA
Análises isotópicas Sm-Nd, U-Pb e Re-Os foram
realizadas em diversas rochas do Alvo Estrela, com o
objetivo de investigar os principais eventos de formação
de rochas, a alteração hidrotermal e a idade do minério.
Os dados obtidos também forneceram indicações sobre a
natureza do magmatismo máfico/intermediário da área.
Os resultados se encontram nas tabelas 22 a 25.
Andesitos e gabros
Dados isotópicos Sm-Nd foram obtidos em três amostras de andesitos e quatro amostras de gabro hospedeiras
do minério. A isócrona de rocha total construída a partir
dos dados (Figura 65) indica a idade de 2579 ± 150 Ma e
εNd(T) = –3,2 (MSWD = 10,9). Isto pode ser interpretado como indicação da idade de cristalização dessas rochas. Considerando a elevada incerteza, típica de isócronas Sm-Nd de rocha total, essa idade concorda grosseiramente com a idade 2757 ± 79 Ma (Sm-Nd, rocha total)
das rochas máficas do Alvo Gameleira (Pimentel et al.,
2003) e com a idade U-Pb de 2.73-2.74 Ga do Grupo
Salobo-Pojuca (Machado et al. 1991). Os valores negativos de εNd(T) indicam contaminação do magma original
com crosta continental mais antiga. Isto é também indicado pelas idades TDM entre 3,09 e 3,18 Ga das amostras
com baixas razões Sm/Nd.
A comparação dos resultados das datações isotópicas
Sm-Nd de Salobo, Gameleira (Pimentel et al., 2003) e do
Alvo Estrela sugerem que são cronocorrelatas, todavia,
os valores de εNd(T) das rochas do Alvo Estrela (-3,2),
Gameleira (-1,4 em andesitos, –0,8 em gabros) e Salobo
(-0,1) sugerem que não são cogenéticas. O valor menos
negativo para a isócrona, quando as rochas vulcânicas do
Salobo são analisadas junto com as do Alvo Gameleira,
sugere que as rochas do Salobo são menos contaminadas
com crosta continental (Pimentel et al., 2003). Em outras
palavras, levando-se em conta também as razões de
elementos traços menos móveis, pode-se especular que o
continente do arco magmático Grão Pará estava situado
ao Sul da Serra dos Carajás.
Rochas intrusivas
As amostras do ortoclásio-albita granito não
apresentaram zircão. Todavia, a datação isotópica obtida
de sua fácies episienítica (quartzo-álcali-feldspato sienito)
e seus padrões de ETR, idênticos aos dos minerais de
ganga dos veios sulfetados, turmalina, biotita e fluorita,
são evidência de que fluidos provenientes desse granito
Figura 65 – Isócrona de rocha total de gabros e andesitos do
Alvo Estrela.
Figura 66 – Diagrama U-Pb do quartzo diorito pórfiro.
Figura 67 – Diagrama concordia U-Pb para monazita do
quartzo-álcali-feldspato sienito vermelho (episienito).
foram responsáveis pela concentração do minério de CuAu do Alvo Estrela.
Zircões extraídos do quartzo diorito pórfiro foram
analisados, indicando idade U-Pb de 1881 ± 5 Ma (Figura
66). Monazita do episienito (quartzo-álcali-feldspato sienito
vermelho) revelaram idade U-Pb de 1875 ± 1,5 Ma (Figura
214
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
67). Todavia, relações de campo mostram que o episienito
é mais jovem, pois corta e cimenta blocos brechados do
quartzo diorito. O quartzo diorito pórfiro tem razões 147Sm/
144
Nd entre 0,1020 e 0,1075 e idade modelo (TDM) de 2,8
Ma, sugerindo que é derivado de fusão de rochas crustais
do Complexo Xingu.
Minério
O minério venular de Cu-Au
Dez amostras de veios foram analisadas. Sete
correspondem a veios mineralizados, contendo calcopirita,
pirita, quartzo, albita, biotita, siderofilita, fluorita, turmalina
e clorita e mais raramente mica branca, magnetita, siderita,
molibdenita e topázio. Os outros três não contêm sulfetos
e são formados por biotita, quartzo, turmalina, mica branca,
fluorita e clorita. As amostras dos veios revelaram amplos
intervalos de razões Sm/Nd (147Sm/144Nd entre 0,134 e
0,385) e conteúdos de ETR muito variados (Nd entre 10,25
e 1377 ppm), sugerindo grande fracionamento entre Sm e
Nd durante a formação dos veios, além de enriquecimento
extremo em ETR. Os dados analíticos se alinham em
isócrona com idade de 1857 ± 98 Ma (1σ) (MSDW = 32)
e εNd(T) fortemente negativo (– 10.7) (Figura 68). Este
valor sugere que os fluidos originais percolaram e
lixiviaram rochas com assinaturas isotópicas arqueanas
(rochas supracrustais ou granitos paleoproterozóicos
também crustais). Esta é a melhor estimativa para a idade
do minério do Alvo Estrela, pois as maiores concentrações
de sulfetos se encontram nos veios.
As idades modelo (TDM) dos veios F-11-122,0 e F-15486,50 (ambos veios englobando fragmentos de milonitos
brechados) são 3,8 e 3,3 Ga, respectivamente. Esses dados,
juntamente com valores fortemente negativos de εNd
inicial, sugerem que os veios são derivados de rochas
antigas do embasamento ou de granitos com assinatura
crustal.
Determinação isotópica pelo método Re-Os realizada
no Laboratório de Geocronologia da Colorado State
University (AIRIE), pela Dra. Holly Stein, revelou a idade
de ca. 2,7 Ga em molibdenita deformada presente na borda
de um veio mineralizado. O mesmo veio (F15-474,0) foi
submetido a analise isotópica Sm-Nd e forneceu,
juntamente com outras oito amostras, idade isocrônica de
1857±98 Ma. Esses dados, adicionados ao fato de que o
enxofre da molibdenita não atingiu o equilíbrio isotópico
com a calcopirita do veio, reforçam a observação
microscópica textural que mostra a presença de duas
gerações de molibdenita na área do Alvo Estrela. De
acordo com o descrito no item 5.3 deste trabalho (Figuras
Figura 68 – Isócrona de rocha total dos veios mineralizados
em Cu-Au do Alvo Estrela.
Tabela 22 – Resultados das análises isotópicas Sm-Nd de
gabros e andesitos do Alvo Estrela
Análises realizadas no Laboratório de Geocronologia da Universidade de
Brasília - Instituto de Geociências (Dezembro/2002)
AND – andesito; GB – gabro; EF2 – quartzo diorito pórfiro
Tabela 23 – Resultados das análises isotópicas Sm-Nd dos
veios mineralizados do Alvo Estrela
Análises realizadas no Laboratório de Geocronologia da Universidade de
Brasília - Instituto de Geociências (Dezembro/2002)
215
Caracterização Geológica do Alvo Estrela (Cu-Au), Serra dos Carajás, Pará
16e, f), há uma geração de molibdenita deformada e antiga
e outra não deformada e mais nova, esta associada à
calcopirita dos veios. Desta maneira, a idade da
molibdenita não parece indicar necessariamente a idade
do minério de Cu-Au. Trabalhos de pesquisa adicionais
são necessários para que a relação temporal molibdenitaminério de Cu-Au seja perfeitamente esclarecida.
Tabela 24 – Resultados das análises isotópicas U-Pb em zircão
de quartzo diorito pórfiro do Alvo Estrela
Discussão e Conclusões
As conclusões principais são resumidas abaixo:
A idade de cerca de 2.76 Ga é provavelmente a de
cristalização das rochas vulcânicas originais e gabros do
Alvo Estrela e, portanto, coincidente com as rochas do
Alvo Gameleira e do Grupo Salobo-Pojuca, da base do
Supergrupo Itacaiunas.
Os valores negativos de εNd(T) das rochas do Alvo
Estrela sugerem contaminação com material crustal mais
antigo, tal como o complexo Xingu na região do Bloco
Rio Maria, que é discordantemente recoberto pelas rochas
vulcânicas do Supergrupo Itacaiunas, na Região da Serra
do Rabo.
Alteração hidrotermal intensa e extensa, juntamente
com formação dos veios mineralizados em Cu-Au, teve
lugar ca. 1,85 Ga. Os valores fortemente negativos de
ε Nd (T) (– 10.7) sugerem que os fluidos originais
percolaram e lixiviaram rochas com assinaturas isotópicas
arqueanas (rochas supracrustais ou granitos
paleoproterozóicos também crustais), o que concorda com
a assinatura bi-modal do minério (F, Mo, ETR, U - Ni,
Co, além de Cu-Au). Assim, colocação do minério deuse concomitantemente à intrusão do quartzo diorito pórfiro
(1881 ± 5 Ma) e do quartzo-álcali-feldspato sienito
(episienito, fácies do albita-ortoclásio granito) (1875 ±1,5
Ma), ambas idades isotópicas indicadas pelo método UPb em zircão e monazita, respectivamente. Os padrões
de ETR do albita-ortoclásio granito são semelhantes aos
de biotita, fluorita e turmalina da ganga dos veios de
minério, indicando também que fluidos provenientes do
granito foram os responsáveis pela concentração do
minério no Alvo Estrela.
A idade Re-Os de 2,7 Ga em molibdenita deformada
na borda de um veio mineralizado de idade Sm-Nd
isocrônica de 1857 ± 98 Ma, junto com a presença de
molibdenita não deformada e mais jovem, sugere
fortemente que haja mais de uma geração de molibdenita
na área.
Resumindo, tal como no Alvo Gameleira, os dados
isotópicos e geocronológicos demonstram que a
mineralização de Cu-Au e o evento hidrotermal associado
Análises realizadas no Laboratório de Geocronologia da Universidade
de Brasília - Instituto de Geociências (Dezembro/2002)
Tabela 25 – Resultados das análises isotópicas U-Pb em
monazita do quartzo-álcali-feldspato sienito (episienito) do
Alvo Estrela
Análises realizadas no Laboratório de Geocronologia da Universidade de
Brasília - Instituto de Geociências (Dezembro/2002)
216
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
são paleoproterozóicos, sem associação com os eventos
ígneos arqueanos.
A comparação dos resultados das datações isotópicas
Sm-Nd de Salobo, Gameleira (Pimentel et al., 2003) e do
Alvo Estrela sugerem que as mineralizações são
cronocorrelatas, todavia, os valores de εNd(T) das rochas
do Alvo Estrela (-3,2), Gameleira (-1,4 em andesitos e –
0,8 em gabros) e Salobo (-0,1) sugerem que elas não são
cogenéticas. O valor menos negativo da isócrona, quando
as rochas vulcânicas do Salobo são analisadas junto com
as do Alvo Gameleira, sugere que as rochas do Salobo
sejam menos contaminadas com crosta continental
(Pimentel et al., 2003). Em outras palavras, levando-se
em conta também as razões de elementos traços menos
móveis, pode-se especular que o continente do arco
magmático Grão Pará estava situado ao Sul da Serra dos
Carajás, possivelmente no Bloco Rio Maria.
XI. ALTERAÇÃO HIDROTERMAL
A sucessão mineral indica que o sistema hidrotermal
inicialmente dominado por fluidos quentes (>500°C),
compatíveis com a estabilidade da assembléia hastingsita,
albita, turmalina e biotita, esfriou progressivamente.
Flutuações na salinidade desses fluidos são sugeridas pelos
estudos microtermométricos. Sua origem é metamórfica,
conforme as assinaturas isotópicas de oxigênio e deutério.
Fluidos quentes, salinos e alcalinos poderiam ter
ocasionado a lixiviação de SiO2 evidenciada pelo balanço
de massa, uma vez que a solubilidade do quartzo aumenta
em decorrência do aumento da salinidade e conseqüente
aumento do pH (Rimstidt 1997), sugerindo pH alcalino a
neutro nesse estágio de alteração. A ausência de fases
como siderofilita e fluorita sugere também que os fluidos
apresentavam baixa atividade de K e F e,
conseqüentemente, baixa concentração de HF, o que
contribuiria também para reduzir a solubilidade da sílica
(Zaraisky 1995). Também é possível que nesse estágio
tenha ocorrido o processo de episienitização de parte do
ortoclásio-albita granito na zona de falha no norte da área
do Alvo Estrela.
Com o avanço da alteração, as assembléias minerais
formadas durante o estágio inicial foram parcial ou
completamente obliteradas por intensa potassificação em
andesito e com menor intensidade em gabro. A alteração
potássica é representada por Fe e Mg-biotita e siderofilita,
que substituem anfibólios cálcicos, assim como albita,
explicando os ganhos de Rb (>1000 ppm) e Nb (460 ppm)
presentes na estrutura dos filossilicatos e revelados pelo
balanço de massa. Com a destruição de plagioclásio e
anfibólios cálcicos, houve lixiviação de Na e Ca, embora
parte de Ca ainda tenha permanecido na estrutura de Feepidoto e principalmente na de fluorita. Isto está de acordo
com os dados de inclusões fluidas que revelaram, nas
inclusões saturadas, salinidade entre 30-50% eq. peso
NaCl. Esse estágio da alteração apresenta ainda alguns
ganhos de FeO, principalmente em andesito, e que se
encontra na estrutura de biotita (Fe/Fe+Mg= 0,44-0,73),
shorlita (Fe/Fe+Mg= 0,88-0,98), Fe-epidoto (Fe= 0,76-1,08
apfu), chamosita (Fe/Fe+Mg=0,63-0,91), assim como na
de magnetita e de pirita, calcopirita e pirrotita. O aumento
do conteúdo de SiO2 e Al2O3, principalmente em andesito,
pode estar vinculado à grande diversidade de fases
aluminossilicatadas presentes, bem como sugerem
mudança na temperatura do fluido ou mudança do pH
(Rimstidt 1997), diminuindo a solubilidade da sílica.
O predomínio de filossilicatos como siderofilita e FeMg biotita sugere condições de pH próximas da
neutralidade para este estágio de alteração, ao passo que
a presença de chamosita, equilibrada em temperatura 230
± 5°C (calculada de acordo com Cathelineau & Nieva,
1985), com correção de Zang & Fyfe (1995)), sugere ter
havido variação nas condições de pH do sistema (Beane
1994), mudança esta que é sugerida também pela presença
marcante de turmalina, estável em meio a fluidos levemente
ácidos a muito ácidos (Henry & Dutrow 1996).
A diminuição da razão Cl/F (0,65-0,062) em siderofilita
e biotita em relação à razão Cl/F dos anfibólios (2,9724,24), somada à presença marcante de fluorita, indica o
aumento da atividade de F nesse sistema. É provável que
nessa etapa da alteração F tenha exercido importante
papel como complexante ou do enxofre, ou dos metais
que deram origem aos sulfetos e que a cristalização da
fluorita esteja relacionada ao aumento da atividade de S
e deposição desses sulfetos.
O estágio de alteração subseqüente, tardi a pósmineralização Cu-Au, compreende processo de
greisenização, no qual predominam fases cristalinas como
quartzo, dravita e shorlita, fluorita, topázio (em veios),
clorita, titanita, F-apatita e minerais radioativos junto com
zinnwaldita e Li-muscovita, que substituem siderofilita e
biotita, bem com a albita remanescente. A substituição de
micas ferromagnesianas por zinnwaldita e Li-muscovita,
somada à presença de quartzo, topázio e turmalinas,
sugerem sistema com pH mais ácido, no qual teria havido
diminuição da atividade de K (Beane 1994) e lixiviação
parcial de Fe. É provável que exista uma relação desse
sistema, sob condições de pH baixo, com baixas
quantidades de óxidos de ferro (magnetita e hematita) na
zona mineralizada, que são observados de forma
significativa apenas em formações ferríferas na porção
NW da área estudada.
217
Caracterização Geológica do Alvo Estrela (Cu-Au), Serra dos Carajás, Pará
O último estágio de alteração que sucede a
mineralização Cu-Au e a greisenização compreende a
formação de veios de calcita e siderita, minerais
encontrados também substituindo albita e clorita, ainda
junto com fluorita. A presença de fluorita e calcita aponta
para a existência de alta razão Ca/Na e diminuição de
P CO2 (Rimstidt 1997). A presença de chamosita e
turmalinas sugere que mesmo neste estágio final de
alteração, ainda havia alta atividade de Mg e de Fe no
sistema (Beane & Titley, 1981).
A correlação entre texturas primárias e secundárias
de substituição nos minerais de minério indica que as
primeiras fases a cristalizarem em meio aos silicatos
correspondem à segunda geração de magnetita e ilmenita
em condições compatíveis com o tampão quartzomagnetita. A substituição de pirita por calcopirita e viceversa sugere que durante a deposição dos minerais de
minério o fluido passou por sucessivas flutuações com
relação à atividade de oxigênio, enxofre e ferro e à
salinidade. É provável que também tenha havido
flutuação na atividade de Cu, em decorrência da
substituição de pirita por calcopirita (Beane e Titley, 1981)
(Figura 69).
A substituição de pirita por calcopirita indica que a
primeira deve ter tido papel importante na deposição da
segunda. Em soluções hidrotermais Cu migra predominantemente como CuCl2-( Zotov et al. ,1995). Contudo,
em zonas de alteração potássica cobre é transportado em
fluidos hidrotermais salinos relativamente oxidados (fO2
NNO-MH) e de alta temperatura (>700-350°C) como
CuCl0 (Rowins 2000). Considerando que Cu é transportado como Cu+, há a necessidade da existência de mecanismo de oxidação para a deposição da calcopirita que
contém Cu++ (Ohmoto & Goldhaber, 1997). Em conseqüência, em depósitos hidrotermais é freqüente a presença
de calcopirita depositada a partir da substituição de sulfetos anteriores (Ohmoto & Goldhaber 1997), como no caso
dos veios do Alvo Estrela nos quais substitui pirita.
Au é transportado como complexos de cloreto ou de
bissulfeto, sendo que o aumento na atividade de H2 no
fluido mineralizante e o decréscimo em fO2 são mecanismos eficientes de precipitação de Au (Hayashi & Ohmoto 1991). É provável que Au nos sulfetos do Alvo Estrela
tenha sido transportado como HAu(HS)02, pois o padrão
de alteração, sugerido pela ganga que acompanha os sulfetos nos veios, indica que, embora tenha havido flutuações do pH do fluido, este tende a ficar mais ácido com o
avanço da alteração hidrotermal. Ao ser transportado
como HAu(HS)02 em fluidos contendo H2S e pH > 5,5
uma mudança no pH não causaria a precipitação de Au,
Figura 69 – Diagrama de estabilidade de sulfetos e óxidos
em função da a (S2) e a (O2), a 300°C. cp- calcopirita, pypirita, po- pirrotita, bn- bornita, cc- calcocita, mag- magnetita,
hem- hematita. (Beane e Titley (1981).
a não ser que este fosse transportado como Au (HS)-2, ou
seja em fluidos com alto H2S e pH > 5,5, caso em que
uma diminuição no pH causaria a precipitação de ouro.
Embora simples mudanças de temperatura do fluido entre 250 e 350°C não causem a precipitação de Au (Hayashi
& Ohmoto, 1991), o resfriamento acompanhado por mudanças nas concentrações de H2 ou H2S no fluido, quando este é tamponado pelo tampão pirita-pirrotita-magnetita, pode causar a precipitação de Au.
Em que pese o número reduzido de análises, constatase que Au se encontra em maior quantidade na estrutura
de pirrotita e principalmente de calcopirita, fato que provavelmente está relacionado à maior capacidade destes
minerais de seqüestrar o Au do fluido em elevadas temperaturas (>300°C) (Cygan e Candela 1995).
Segundo Liu e McPhail (2005), a solubilidade de calcopirita calculada sob diferentes temperaturas (300400°C), pressão, pH, concentrações de cloreto e potenciais de oxidação indica que soluções hipersalinas, neutras
a fracamente ácidas e intermediárias a redutoras podem
transportar grandes quantidades de cobre, em temperaturas de ≥400°C. De acordo com estes autores, a temperatura corresponde ao principal fator que controla a solubilidade da calcopirita. A queda da temperatura causa a
diminuição na solubilidade do mineral, enquanto a pressão demonstra comportamento inverso, havendo um aumento na solubilidade da calcopirita com a diminuição da
pressão. A concentração de cloreto no fluido também
desempenha papel importante na solubilidade da calcopirita, uma vez que a solubilidade decresce com a diminuição da concentração de cloreto, bem com da fO2 e aumento do pH e fS2. A diminuição da concentração de clo-
218
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
retos em fluidos mineralizantes pode ocorrer devido à
mistura de fluidos magmáticos hipersalinos e fluidos de
origem meteórica ou águas conatas menos salinas (Liu e
McPhail 2005), como sugerem os dados isotópicos do Alvo
Estrela, apontando para mistura com fluidos meteóricos,
à medida que o sistema esfriava.
O predomínio de fases sulfetadas em veios formados
durante a alteração potássica, cuja assembléia apresenta
maior diversidade de fases silicatadas, provavelmente está
relacionado a condições de pH próximas da neutralidade
e temperaturas mais elevadas do fluido, enquanto a etapa
de alteração seguinte apresenta assembléia que sugere
condições de pH mais ácidas, aumentando a solubilidade
da calcopirita, que constitui o principal sulfeto da mineralização cupro-aurífera. Os dados de isótopos estáveis em
cristais de quartzo, clorita e biotita estão de acordo com
essas sugestões, pois a biotita de veio apresenta assinatura isotópica (δ18O = 3,7‰, δD-7,8‰) semelhante à biotita magmática, embora o δ18O da biotita analisada se
apresente um pouco mais leve, sugerindo contribuição de
águas meteóricas ao fluido hidrotermal magmático com o
qual esse mineral teria se equilibrado. A assinatura isotópica de chamosita, de um veio tardio e brechado, posterior à etapa de greisenisação, mostra por sua vez forte influência de águas meteóricas (δ18O = 1,2‰, δD-47‰),
sendo a temperatura de equilíbrio isotópico clorita-quartzo, calculada de acordo com a equação de Wenner e
Taylor (1971), de 165°C, o que deve provavelmente corresponder ao fechamento do sistema hidrotermal, já em
estágio rúptil. Os dados isotópicos de quartzo de veio sugerem que os fluidos mineralizantes tinham assinaturas
metamórficas, com alguma contribuição meteórica. A
ausência de quantidade significativa de sulfetos, vinculada a veios relacionados à greisenização, embora esta esteja associada a diminuição de fO2 dos fluidos e apresente menor salinidade (diminuição na concentração de cloretos), pode estar associada às condições de pH mais
ácido em comparação com o estágio de alteração potássica anterior.
As relações, descritas anteriormente, entre as diferentes fases minerais formadas durante a alteração hidrotemal, sugerem que o fluido era inicialmente neutro a
alcalino, salino e oxidante, passando a ácido e redutor
durante o estágio de greisenização. Na fase tardia final e
escassa, carbonatos ocorrem acompanhados de quartzo
e fluorita, sugerindo diminuição na pressão de PCO2 (Rimstidt 1997) e existência de alta razão Ca/Na. O δ13C de
calcita é compatível ainda com uma origem magmática,
enquanto a da siderita poderia ser atribuída a carbono
crustal, com influência de fluidos hidrotermais, possivel-
mente, ainda com interação com as formações ferríferas
da Formação Carajás.
XII. DISCUSSÃO E CONCLUSÕES
Os andesitos e gabros mineralizados do Alvo Estrela
ocorrem diretamente sobre a cúpula de albita-otoclásio
granito. O minério venular e brechado está diretamante
relacionado ao granito, como mostram os elementos associados F, U, ETRL, Mo, K, Rb, B e Li. Por outro lado,
participaram também desse sistema hidrotermal, instalado junto à cúpula, fluidos provenientes das rochas máficas, possivelmente já metamorfisadas, conforme indicado pela assinatura isotópica de oxigênio e deutério, e que
contribuíram com alguns metais, tais como Ni e Co, imprimindo caráter bimodal à assembléia mineral.
A comparação com os depósitos do Salobo (Lindenmayer 2003), Bahia-Alemão (Ronzê et al., 2000; Tallarico et al; 2000) e mesmo Gameleira (Lindenmayer et al.,
2001) mostra que no Alvo Estrela não ocorrem as grandes massas de magnetita, características de depósitos de
óxido de Fe, Cu-Au. Também a alteração cálcico-sódica
que antecede a mineralização carece de fases como escapolita e as assembléias minerais vinculadas a esse estágio são raras, podendo ser atribuídas a metamorfismo
regional, anterior à intrusão granítica. Entretanto, no atual estágio de conhecimento da área, a proximidade do
granito e a intensidade da alteração potássica impedem
distinções conclusivas. Além disto, superposta à alteração potássica dominante, na qual Fe-biotita e siderofilita
são os principais minerais, ocorre greisenização em faixas localizadas, caracterizada por quartzo, topázio, fluorita, turmalina, clorita e micas litiníferas, como protolitionita e zinnwaldita, sendo que as rochas que os contém apresentam teores de Li acima de 1000 ppm.
Estes dados parecem caracterizar um depósito de tipo
híbrido, com algumas características comuns aos depósitos de óxido de Fe, Cu-Au e de cobre pórfiro de alto enxofre nos estágios precoces (Botelho et al., 2004), evoluindo para uma greisenização tardia.
Por outro lado, as feições regionais que controlam os
demais depósitos de óxido de Fe, Cu-Au de Carajás parecem estar também presentes no Alvo Estrela, como o
controle a partir de splays da Falha Carajás, a concentração do minério em andesitos reativos, balizados por
duas falhas silicificadas, que poderiam ter agido como
barreiras na canalização dos fluidos hidrotermais, e a relação direta com granitos, fontes de calor, fluidos e alguns metais.
As rochas encaixantes do minério do Alvo Estrela são
andesitos cálcio-alcalinos alterados, gabros e riolitos do
219
Caracterização Geológica do Alvo Estrela (Cu-Au), Serra dos Carajás, Pará
Grupo Grão Pará. Ocorrem ainda na área do Alvo Estrela lentes de formações ferríferas bandadas, da Formação
Carajás e arenitos da Formação Gorotire.
A idade isotópica Sm-Nd de cerca de 2.76 Ga é provavelmente idade de cristalização das rochas vulcânicas
originais e gabros do Alvo Estrela e, portanto, coincidente
com as rochas do Alvo Gameleira e do Grupo SaloboPojuca, da base do Supergrupo Itacaiunas.
Os riolitos são compostos por fenocristais de oligoclásio, quartzo e ortoclásio imersos em matriz de oligoclásio,
ortoclásio, quartzo e Fe-biotita, tendo siderofilita, sericita,
clorita, zircão, allanita, epidoto, turmalina, fluorita, uraninita, topázio e siderita como minerais acessórios. São
quimicamente semelhantes aos riolitos da Serra Norte,
embora mais alterados e enriquecidos em ETR, Rb, Ce,
Th, Nb, Sm e Y.
Os andesitos e gabros são rochas muito alteradas, ainda portadoras de texturas ofíticas e subofíticas, compostas por Fe-biotita, siderofilita, albita, quartzo, hastingsita,
Fe-pargasita, turmalina, fluorita, chamosita, Fe-epidoto,
pirita, calcopirita, pirrotita e magnetita.
As rochas intrusivas paleoproterozóicas do alvo compreendem um quartzo diorito pórfiro e um albita-ortoclásio granito.
O quartzo diorito pórfiro (1881 ± 5 Ma) e o episienito
- quartzo-álcali-feldspato sienito vermelho (1875 ±1,5 Ma)
forneceram idades isotópicas (obtidas pelo método U-Pb
em zircão e monazita, respectivamente) coincidentes com
a formação do minério. Os padrões de ETR do albitaortoclásio granito são semelhantes aos de biotita, fluorita
e turmalina da ganga dos veios do minério, indicando que
fluidos provenientes desse granito/sienito foram os responsáveis pela concentração do minério no Alvo Estrela.
O ortoclásio-albita granito (OAG) apresenta uma veriedade de cor rósea com protolitionita (entre 5 e 10%) e
outra cinza clara, por vezes bandada e composta por quartzo, feldspato e protolitionita (entre 10 e 15%). Esse granito é peraluminoso, alcalino e cálcico. Trata-se de granito sódico que apresenta razão FeO/Fe2O3 entre 9 e 14.
Ele apresenta também uma fácies episienítica e outra portadora de topázio e micas litiníferas. O episienito (quartzo-álcali-feldspato sienito - QAFS) vermelho é constituído por feldspato potássico, fluorita, clorita e magnetita. É
álcali-cálcico, metaluminoso e rico em Ba (1220ppm) e
Cu (1590ppm). A perfeita coincidência entre os padrões
de ETR de OAG e QAFS, exceto pela ausência de anomalia negativa de Eu, devida ao aporte de Ca e Eu, do
QAFS, indica que o último é uma fácies hidrotermalizada,
do OAG. O topázio-ortoclásio-albita granito é composto
por ortoclásio, albita, quartzo, Li-muscovita, zinnwaldita e
topázio.
O quartzo diorito pórfiro é a rocha mais enriquecida
em Au (entre 5 e 50 ppb) encontrada na área. Seu padrão
de ETR normalizado pelo condrito mostra grande semelhança e o paralelismo com a rocha greisenizada rica em
Rb (>1000ppm) e Li (1080 ppm).
A zona mineralizada parece estar controlada por splays
da Falha Carajás, encontrando-se preferencialmente em
faixa de andesitos e gabros subordinados, balizada a NE
e SW por riolitos. O minério de Cu-Au é venular e muitas
vezes brechado ou formando stockworks. Os principais
minerais de minério são calcopirita, pirita, pirrotita, molibdenita e bornita, além de magnetita.
Existe um zoneamento dos sulfetos no Alvo Estrela,
com predomínio de pirita e pirrotita em direção ao norte e
oeste, que parece estar relacionado à rocha encaixante:
calcopirita e pirita predominam nos andesitos e gabros e
pirita e pirrotita dominam nos riolitos. A razão S/Cu do
minério, em geral, é mais elevada do que nos depósitos
da região norte da serra dos Carajás, como Salobo, Pojuca-Gameleira e Igarapé Bahia-Alemão, onde predominam bornita-calcosita, calcopirita-bornita e calcopirita,
respectivamente.
O minério é paleoproterozóico. Os estilos de mineralização compreendem veios, brechas e stockworks. Alteração hidrotermal intensa e extensa, juntamente com formação dos veios mineralizados em Cu-Au, teve lugar em
ca. 1,85 Ga. Os valores fortemente negativos de εNd(T)
apresentados pelos veios sugerem derivação de fluidos a
partir de fonte com assinatura isotópica de Nd arqueana.
O minério do Alvo Estrela é constituído por calcopirita, pirita, pirrotita, bornita (subordinada) e ± molibdenita,
junto com magnetita, acompanhados da ganga de quartzo, fluorita, albita, siderofilita, turmalina, epidoto, chamosita, topázio. Calcopirita, mineral de cobre mais importante na área, é aurífera (0,177 apfu de Au). Pirita é cobaltífera (Co = 0,012-1,756 apfu) e pirrotita é niquelífera
(Au = 0-0,139, Ni = 0,147-0,375 apfu).
A idade Re-Os de 2,7 Ga em molibdenita deformada
na borda de um veio mineralizado de idade isocrônica SmNd de 1857 ± 98 Ma, junto com a presença de molibdenita não deformada e mais jovem, sugere fortemente que
haja mais de uma geração de molibdenita na área. Em
outras palavras, a idade da molibdenita não reflete necessariamente a idade da mineralização cupro-aurífera
dos depósitos de Cu-Au da região da Serra dos Carajás.
Os efeitos da alteração hidrotermal encontrados nos
gabros e andesitos são representados por três tipos principais de assembléias minerais. A assembléia mais antiga
e menos hidratada é composta por anfibólio, do tipo hastingsita, pargasita e Fe-hornblenda e plagioclásio reliquiar
ígneo substituído, em graus variados, por sericita, carbo-
220
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
nato e/ou albita, juntamente com titano-magnetita e epidoto. Essa é a assembléia predominante nos gabros e
corresponde à alteração cálcico-sódica precoce. Embora, a coexistência de epidoto, albita, carbonato e clorita
em algumas amostras sugira preservação parcial de uma
assembléia metamórfica mais antiga.
Segue-se a alteração potássica, junto com ferrificação moderada e sulfetação, dada pela presença de Febiotita marrom e verde, junto com siderofilita e magnetita
esqueletal, substituindo minerais máficos e plagioclásio.
A essa fase está relacionada a mineralização venular.
Estágio de greisenização tardio e localizado é representado por protolitionita e zinnwaldita, junto com turmalina, quartzo, fluorita, topázio e clorita. Carbonatos são
posteriores à mineralização.
Cálculos de balanço de massa indicaram que da fase
de alteração cálcico-sódica para a potássica houve ganhos nos andesitos de: Fe2O3 (+1,49 a +4,82 g para cada
100g do óxido original da rocha mãe), FeO (+3,37 a +8,24
g/100g), MgO (+1,04 a +8,57 g/100g), K2O (+0,32 a +5,05
g/100g), Ba (+26,05 a +851,94 µg/100g), Rb (+28,24 a
+1474,21 µg/100g), Zn (+8,91 a +74,08 µg/100g), Ni
(+31,43 a +153,8 µg/100g), Co (+28,1 a +45,91 µg/100g),
Sn (+8,43 a +88,54 µg/100g), Cr (+0,95 a +768,8 µg/100g)
além de Y, Sr, Sc, Zr e U.
SiO2, Al2O3, CaO, Na2O, Cu e V foram móveis devido a perdas em algumas amostras e ganhos em outras.
As pequenas variações de TiO2, MnO, P2O5 e W sugerem que seu comportamento tenha sido aparentemente
imóvel.
Nos gabros houve ganhos de K2O (+1,42 a +2,10 g/
100g), Ba (+15,99 a +32,38 µg/100g), Rb (+330,34 a
+1290,20 µg/100g), Cu (+401,62 a +759,49 µg/100g), Ni
(+3,38 a +17,93 µg/100g), W (+0,79 a +16,78 µg/100g) e
Sn (+4,75 a +86,32 µg/100g).
Perdas foram constatadas em SiO2 (-0,28 a -4,9 g/
100g), CaO (-3,5 a -6,0 g/100g), Sr (-59,36 a -78,24 µg/
100g), V (-34,96 a -43,57 µg/100g) e Co (-6,55 a -19,10
µg/100g). O comportamento móvel de Al2O3, Fe2O3, FeO,
MgO, Na2O, Zn e Cr é sugerido pela perda em algumas
amostras e ganho em outras. TiO2, MnO e P2O5 revelaram variações muito pequenas, indicando seu possível
comportamento imóvel.
As relações, descritas anteriormente, entre as diferentes fases minerais formadas durante a alteração hidrotemal, sugerem que o fluido era inicialmente neutro a
alcalino e oxidante, passando a ácido e redutor durante o
estágio de greisenização. Na fase tardia final e escassa,
carbonatos ocorrem acompanhados de quartzo e fluorita,
sugerindo diminuição na pressão de PCO2 (Rimstidt 1997)
e existência de alta razão Ca/Na.
As inclusões fluidas revelaram flutuações de salinidade ao longo dos eventos de alteração hidrotermal da área.
As inclusões fluidas bifásicas aquosas associadas à potassificação apresentaram salinidades variáveis entre 1 e
22 % eq. Peso de NaCl e inclusões fluidas saturadas entre 30 e 50 % eq. Peso de NaCl, com temperaturas de
homogeneização variáveis entre 100 e 250 °C.
As inclusões fluidas bifásicas aquosas associadas à
greisenização apresentaram salinidades variáveis entre 1
e 22 % eq. Peso de NaCl e inclusões fluidas saturadas
entre 30 e 45 % eq. Peso de NaCl, com temperaturas de
homogeneização variáveis entre 110 e 220 °C.
As inclusões fluidas bifásicas aquosas associadas a
carbonatização apresentam salinidades variáveis entre 1
e 23 % eq. Peso de NaCl e inclusões fluidas saturadas
entre 30 e 42 % eq. Peso de NaCl, com temperaturas de
homogeneização variáveis entre 80 e 180 °C.
A coexistência geral de inclusões fluidas bifásicas aquosas e trifásicas/multifásicas saturadas, juntamente com a
ampla variação de salinidade, indica fluidos hidrotermais
com importante contribuição granítica, podendo ser explicados por processo de reação contínua entre o fluido e
a rocha encaixante durante a queda de temperatura.
Os gabros e andesitos menos alterados hidrotermalmente, isto é, os portadores de associação mineral típica
de alteração cálcico-sódica, com textura ígnea preservada e possivelmente vestígios de assembléia metamórfica,
produziram assinaturas isotópicas de oxigênio próximas
de 5,0-5,5 δ18O‰, característicos de rochas frescas de
composição semelhante. Os granitóides mostram valores
de δ18O‰ entre +7,0 e +10,0, também dentro do intervalo esperado para rochas desta natureza.
A biotitização, produto da alteração potássica associada a mineralização e vinculada aos granitos, leva o δ18 O
das amostras de gabros e andesitos para valores próximos dos granitos, cujos fluidos foram possivelmente os
responsáveis pela alteração.
As amostras de gabro e andesito portadoras dos valores mais baixos de δ18O mostram alteração fílica e greisenização tanto mais intensa quanto mais empobrecida
em δ18O é a rocha. A amostra de rocha quartzo-feldspática brechada revelou o menor δ18O‰ = 3,5, sugerindo
que a greisenização e brechação tardias tiveram importante contribuição de águas meteóricas, embora o quartzo do veio de greisen tenha se equilibrado com fluidos
metamórficos.
A biotita de veio tem assinatura isotópica semelhante
à de biotita magmática. O δ18O ligeiramente mais leve
(+3,7‰) pode sugerir contribuição de águas meteóricas
ao fluido hidrotermal magmático com o qual esse mineral
221
Caracterização Geológica do Alvo Estrela (Cu-Au), Serra dos Carajás, Pará
provavelmente se equilibrou durante a alteração potássica.
A assinatura isotópica calculada do oxigênio do fluido,
em equilíbrio com o quartzo dos veios, na temperatura de
250°C revelou o valor de +5,3‰ para os veios de biotita
e da alteração fílica/greisen, compatível com fluidos de
origem metamórfica.
Os fluidos tardios (δ18O‰ = +1,3), com os quais se
equilibraram clorita botrioidal e quartzo do veio brechado,
numa temperatura de equilíbrio isotópico do oxigênio de
165°C, possuíam já forte influência de águas meteóricas.
Pode-se inferir que a alteração potássica, responsável
pela formação maciça de biotita-siderofilita na área, juntamente com a sulfetação, teve influência de fluidos magmáticos derivados dos granitos (o que concorda com os
valores de δ18O de rocha total). Já fluidos metamórficos
foram possivelmente preponderantes no transporte e deposição de metais. À medida que o sistema esfriava, a
mistura de fluidos tornava-se maior e os fluidos meteóricos passaram a ter papel importante quando do fechamento do sistema, em regime rúptil, abaixo de 200°C
Os valores de δ34S de calcopirita (+0,1 a +3.5) e pirita
(+0,6 a +4,1), além de molibdenita (+0,9), indicam fonte
magmática para o enxofre.
Nos carbonatos dos veios tardios, δ13C de calcita é
compatível com origem magmática, enquanto a da siderita poderia ser atribuída a carbono crustal, com influência
de fluidos hidrotermais.
Alteração hidrotermal intensa e extensa, juntamente
com formação dos veios mineralizados em Cu-Au, teve
lugar em ca. 1,85 Ga. Os valores fortemente negativos
de εNd(T) apresentados pelos veios sugerem derivação
de fluidos a partir de fonte com assinatura isotópica de
Nd arqueana. A colocação do minério deu-se concomitantemente à intrusão do quartzo diorito pórfiro (1881 ± 5
Ma) e do quartzo-álcali-feldspato sienito vermelho (1875
±1,5 Ma), ambas idades isotópicas obtidas pelo método
U-Pb em zircão e monazita, respectivamente.
Resumindo, tal como no Alvo Gameleira, os dados isotópicos e geocronológicos demonstram que a mineralização de Cu-Au e o evento hidrotermal associado são paleoproterozóicos, sem associação com os eventos ígneos
arqueanos.
Os valores negativos de εNd(T) das rochas do Alvo
Estrela sugerem contaminação com material crustal mais
antigo, tal como o complexo Xingu na região do Bloco
Rio Maria, que é discordantemente recoberto pelas rochas vulcânicas do Supergrupo Itacaiunas, na Região da
Serra do Rabo. Da mesma forma, as razões Th/Yb versus Ta/Yb dos riolitos sugerem ambiente de margem continental ativa
A comparação dos resultados das datações isotópicas
Sm-Nd de Salobo, Gameleira (Pimentel et al., 2003) e do
Alvo Estrela sugerem que esses depósitos são cronocorrelatas. Entretanto, os valores de εNd(T) das rochas do
Alvo Estrela (-3,2), Gameleira (-1,4 em andesitos, –0,8
em gabros) e Salobo (-0,1) sugerem que elas não são
cogenéticas. O valor menos negativo para a isócrona,
quando as rochas vulcânicas do Salobo são analisadas
junto com as do Alvo Gameleira, sugere que as rochas do
Salobo são menos contaminadas com crosta continental
(Pimentel et al., 2003). Em outras palavras, levando-se
em conta também as razões de elementos traços menos
móveis, pode-se especular que o continente do arco magmático Grão Pará estava situado ao Sul da Serra dos
Carajás, possivelmente no Bloco Rio Maria.
Sintetizando, os principais vetores para exploração de
depósitos minerais Paleoproterozóicos, híbridos e semelhantes ao Alvo Estrela, na região de Carajás compreendem:
• Controle estrutural marcado por splays NS da falha Carajás;
• Existência de andesitos reativos, balizados por zonas impermeáveis, representadas por milonitos silicificados ou intrusões tabulares, propícias à canalização dos fluidos hidrotermais;
• Presença de granitos Paleoproterozóicos, fonte de
calor e metais, refletidos por intensa biotitização
das rochas encaixantes;
• Ausência de grandes massas de magnetita, ou
mesmo desaparecimento de rochas regionais ricas
em ferro, devido à lixiviação do Fe pelos fluidos
ácidos, responsáveis pela greisenização e deposição dos minerais ricos em Li e Rb;
• Presença de sulfetos de alta razão S/Cu, como pirita, pirrotita, calcopirita;
• Discreta alteração cálcico-sódica;
• Presença maciça de fluorita, associada às micas
litiníferas incolores a castanho-claras em amostras
de mão (protolitionita, Li-muscovita e zinnwaldita),
juntamente com turmalina e clorita em zonas greisenizadas tardias.
Agradecimentos
Os autores agradecem à Companhia Vale do Rio Doce
pela liberação dos dados e amostras, bem como pelo apoio
de campo que possibilitaram o desenvolvimento deste trabalho. Agradecem especialmente aos geólogos Anselmo
Viana Soares, Fabrício Ely e Carlos Alberto Monte Lopes
pelas estimulantes discussões e apoio de campo. Os autores são gratos ao senhor Onésio Rodrigues Filho pelo
auxílio nas análises em microssonda eletrônica. Esta pes-
222
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
quisa não poderia ter sido efetuada sem o apoio da
ADIMB, na figura dos Doutores Onildo João Marini e
Waldir Ramos, aos quais os autores são imensamente
gratos. Os recursos para o trabalho foram provenientes
do CT-Mineral-FINEP-ADIMB-DNPM e de empresas
associadas ao Projeto como um todo.
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