GEOLOGIA E MINERALIZAÇÕES DE Fe-Cu-Au DO ALVO

CAPÍTULO III
GEOLOGIA E MINERALIZAÇÕES DE Fe-Cu-Au
DO ALVO GT46 (IGARAPÉ CINZENTO),
CARAJÁS
MARIA DA GLÓRIA DA SILVA
JOÃO BATISTA GUIMARÃES TEIXEIRA
MÁRCIO MARTINS PIMENTEL
PAULO MARCOS VASCONCELOS
ANSELMO ARIELO
WASHINGTON DE JESUS SANT’ANNA DA FRANCA ROCHA
SUMÁRIO
CAPÍTULO III
PROJETO CARACTERIZAÇÃO DE DISTRITOS
MINEIROS DA AMAZÔNIA
GEOLOGIA E MINERALIZAÇÕES DE Fe-Cu-Au DO ALVO GT46
(IGARAPÉ CINZENTO), CARAJÁS
RESUMO ...................................................................................................................................................................................... 97
ABSTRACT ................................................................................................................................................................................. 97
I. INTRODUÇÃO ...................................................................................................................................... 98
II. CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL ....................................................................................... 100
Geologia do Setor Nordeste da Província Mineral de Carajás ......................................................................... 100
Embasamento Arqueano ............................................................................................................................................. 100
Seqüências Supracrastais Arqueanas ......................................................................................................................... 100
Complexos Máfico-ultramáficos Direfenciados Arqueanos ....................................................................................... 103
Granitos Sin e Tardi-colisionais Arqueanos ............................................................................................................... 103
Intrusivas Básicas e Intermediárias Arqueanas.......................................................................................................... 103
Granitos Anorogênicos Paleoproterozóicos ............................................................................................................... 103
Diques Básicos Neoproterozóicos ............................................................................................................................. 104
III. GEOLOGIA DO ALVO GT-46.......................................................................................................... 104
Petrografia ....................................................................................................................................................... 104
Rochas Anfibolíticas ................................................................................................................................................... 104
Rochas Graníticas ....................................................................................................................................................... 107
Rochas Gnáissicas a Sillimanita e Granada (granito deformado e hidrotermalizado) ................................................. 109
Soleiras e Diques Doleríticos ...................................................................................................................................... 109
Formações Ferríferas ................................................................................................................................................... 109
Discussão ................................................................................................................................................................... 109
Litogeoquímica .................................................................................................................................................. 112
Rochas Anfibolíticas com Textura Reliquiar ............................................................................................................... 112
Rochas Anfibolíticas sem Textura Reliquiar ............................................................................................................... 114
Rochas Graníticas ....................................................................................................................................................... 115
Diques Máficos .......................................................................................................................................................... 120
Química Mineral ................................................................................................................................................ 123
Química Mineral de Anfibólios ................................................................................................................................... 123
Química Mineral Feldspatos ....................................................................................................................................... 126
Química Mineral Granada ............................................................................................................................................ 126
Química Mineral de Clinopiroxênio ............................................................................................................................. 127
Outros Minerais Presentes nas Rochas do Alvo GT-46 ............................................................................................. 127
Metamorfismo ................................................................................................................................................... 127
Mineralização .................................................................................................................................................... 128
Estudo de Inclusões Fluidas .............................................................................................................................. 130
Microtermometria e Composição de Inclusões Fluidas .............................................................................................. 132
Discussão ................................................................................................................................................................... 134
Geocronologia .................................................................................................................................................... 136
IV. DISCUSSÃO E CONCLUSÕES ....................................................................................................... 140
Depósitos de Fe-Cu-Au da Província Carajás .................................................................................................. 140
Evolução Geotectônica e Metalogenética da Província Carajás ...................................................................... 143
Síntese dos Principais Resultados Obtidos no Alvo GT-46 ............................................................................... 144
Orientação para Trabalhos de Prospecção Regional ........................................................................................ 147
AGRADECIMENTOS ............................................................................................................................. 148
REFERÊNCIAS ....................................................................................................................................... 148
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
GEOLOGIA E MINERALIZAÇÕES DE Fe-Cu-Au DO ALVO GT46
(IGARAPÉ CINZENTO), CARAJÁS
Maria da Glória da Silva1,6, João Batista Guimarães Teixeira1, Márcio Martins Pimentel2, Paulo Marcos
Vasconcelos3, Anselmo Arielo4, Washington de Jesus Sant’Anna da Franca Rocha5.
Universidade Federal da Bahia (UFBA) – Salvador, BA. [email protected]
Universidade de Brasília (UnB) – Brasília, DF. [email protected]
3
Universidade de Queensland – Brisbane, Austrália. [email protected]
4
Companhia Vale do Rio Doce (CVRD), Carajás, PA. [email protected]
5
Universidade Estadual de Feira de Santana (UEFS) – Feira de Santana, BA. [email protected]
6
Companhia de Pesquisa de Recursos Minerais (CPRM) – Salvador, BA. [email protected]
1
2
RESUMO
ABSTRACT
O Alvo GT46/Igarapé Cinzento situa-se no setor noroeste da
Serra dos Carajás, dentro da seqüência meta-vulcanossedimentar
arqueana do Grupo Grão Pará. Neste Alvo foram descritas rochas
plutônicas e vulcânicas toleíticas de arco vulcânico, sedimentos
vulcano-exalativos do tipo BIF e granitóides cálcio-alcalinos, também
com assinatura de arco. O conjunto foi afetado por deformação
heterogênea em regime rúptil-dúctil, acompanhada de metamorfismo
dinamotermal da fácies anfibolito.
As mineralização, do tipo Fe-Cu-Au, consistem em sulfetos de
cobre (calcopirita, bornita, covelita e calcocita) com magnetita associada,
encaixadas nos anfibolitos mais intensamente deformados e em planos
de fraturas dos granitos arqueanos. Metassomatismo ferro-potássico
das rochas encaixantes foi produzido pelo fluido mineralizante.
Estudos de inclusões fluidas e de isótopos de S e O indicam que os
fluidos mineralizantes eram de natureza magmático-hidrotermal, de
provável derivação granítica.
A partir da interpretação de todos os dados de trabalhos anteriores
e da presente pesquisa, ficou caracterizado que o depósito de Fe-CuAu do Alvo GT46 é de idade paleoproterozóica (~1,8 Ga), embora
hospedado em rochas arqueanas. A mineralização é tectônicamente
controlada, o minério ocorrendo nos planos de foliação das rochas
deformadas em regime rúptil-dúctil.
O depósito do Alvo GT46 situa-se no contexto de falhas e fraturas
de direção geral NNE-SSW, que cortam transversalmente a estruturação
E-W da Serra dos Carajás. Este episódio de fraturamento crustal
ocorreu após a última fase intrusiva do evento Uatumã (suite granítica
Maloquinha, 1840±26 Ma), durante o breakup continental da fase
Crepori. Outros depósitos de Fe-Cu-Au da Província Carajás que
provavelmente compartilham do mesmo controle estrutural em
ambiente de superpluma mantélica são os depósitos Gameleira e o
depósito Sequeirinho, este localizado na mina do Sossêgo.
A identificação de todas as falhas e fraturas relacionadas ao sistema
rúptil-dúctil da fase Crepori é recomendada, uma vez que a atividade
hidrotermal proterozóica ao longo destas descontinuidades poderia
gerar depósitos primários do tipo Sossêgo-Gameleira-GT46. Além
disso, nas partes superiores de depósitos deste tipo, em zonas de
platôs topograficamente preservados, poderiam ocorrer depósitos de
ouro do tipo Igarapé Bahia, originados de processos supergênicos.
The GT46/Igarapé Cinzento target lies in the northwestern sector
of the Serra dos Carajás, within the metavolcanosedimentary sequence
of the Grão Pará Group. In this target, arc related volcanic and plutonic
tholeiitic rocks have been described, associated with BIF-type volcanic
exhalative sediments and with calc-alkaline granitoids, also presenting
arc signature. The whole sequence has been affected by brittle-ductile
heterogeneous deformation, accompanied by amphibolite facies
dynamothermal metamorphism.
The Fe-Cu-Au mineralizations consist of copper sulfides
(chalcopyrite, bornite, covellite and chalcocite), with associated
magnetite, hosted by the more intensely deformed amphibolites, and
in fractures of Archean granites. Fe-K metasomatism of the host
rocks has been produced by mineralizing fluids. Fluid inclusion and S
and O isotopic studies indicate a magmatic-hydrothermal solution of
probable granitic derivation.
After interpretation of the previous data set together with
information gathered in the present research, it has been characterized
that the GT46 Fe-Cu-Au deposit is Paleoproterozoic (~1,8 Ga),
although hosted by Archean rocks. Mineralization is tectonically
controlled, the ore occurring in foliation planes of rocks deformed
under brittle-ductile regime.
The GT46 deposit lies in the context of NNE-SSW fractures
and faults that cross- cut the EW trending regional structure of
Serra dos Carajás. This crustal fracturing episode took place after
the last intrusive phase of the Uatumã event (Maloquinha granitic
suite, 1840±26 Ma), during the continental breakup of the Crepori
phase. Other Fe-Cu-Au deposits of the Carajás Province, which
probably share the same structural control under a mantle plume
regime are the Gameleira and the Sequeirinho, this located within
the Sossêgo mine.
The identification of all faults and fractures belonging to the
brittle-ductile system related with the Crepori phase is
recommended, ever since the proterozoic hydrothermal activity
along these discontinuities might generated primary deposits of
the Sossêgo-Gameleira-GT46 type. Moreover, at the upper part
of these deposits, in zones of preserved plateau topography, some
Igarapé Bahia-type gold deposits may possibly occur, originated
by supergenic processes
97
Geologia e Mineralizações de Fe-Cu-Au do Alvo GT46 (Igarapé Cinzento), Carajás
I. INTRODUÇÃO
de São Félix do Xingu, cerca de 100 km do
Núcleo Residencial Carajás (Figura 1). As
coordenadas do ponto central da área de trabalho
são as seguintes:
O Alvo GT46/Igarapé Cinzento situa-se no
extremo NNW da Serra do Carajás, Município
Figura 1 – Imagem LANDSAT de parte da Serra dos Carajás com a localização do Alvo GT46/Igarapé Cinzento.
Afloramentos rochosos na área de pesquisa são raros. Os trabalhos de mapeamento geológico, realizados
no Alvo GT46 pelos geólogos da extinta DOCEGEO
(Rio Doce Geologia e Mineração S.A.), no âmbito do
Projeto Aquiri, foram viabilizados com auxílio da descrição dos testemunhos de 80 furos de sondagem e
resultaram em um mapa geológico na escala original
de 1:5.000 (Figura 2).
98
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Figura 2 – (a) Mapa geológico e (b) seção geológica do Alvo GT46/Igarapé Cinzento, elaborados pela equipe da DOCEGEO
lotada no Projeto Aquiri, com base em interpretações geofísicas, dados de superfície e descrições de testemunhos de sondagem.
99
Geologia e Mineralizações de Fe-Cu-Au do Alvo GT46 (Igarapé Cinzento), Carajás
De acordo com o mapa da Figura 2 e com base nos
estudos petrográficos e litogeoquímicos realizados no
âmbito do presente estudo, com utilização de amostras
selecionadas em 14 furos de sondagem, os seguintes
litotipos foram caracterizados na área:
• rochas gabróicas, basálticas e basáltico-andesíticas,
com textura original ainda preservada, embora
mineralogicamente transformadas por processos de
alteração hidrotermal;
• rochas anfibolíticas fracamente a moderadamente
anisotrópicas;
• rochas anfibolíticas fortemente foliadas e ricas em
biotita;
• rochas graníticas, em geral isotrópicas, localmente deformadas e foliadas sob regime rúptil-dúctil,
mostrando diferentes graus de alteração
hidrotermal;
• rochas gnáissicas e xistos ricos em granada e
sillimanita;
• formações ferríferas bandadas ricas em magnetita
e quartzo, com ocorrência de grunerita subordinada;
• diques e soleiras doleríticas não deformados, com
textura porfirítica a glomeroporfirítica.
As principais hospedeiras da mineralização são rochas
anfibolíticas contendo biotita. O minério consiste em
sulfetos de cobre, principalmente calcopirita e bornita,
sempre associados a magnetita. A mineralização também
ocorre nos planos de deformação rúptil a rúptil-dúctil dos
granitóides e nos planos de cisalhamento dos gnaisses
contendo sillimanita.
A presente pesquisa teve como objetivo principal a
caracterização metalogenética do conjunto rochas
encaixantes + minério presentes no Alvo GT46. Para atingir estes objetivos foram realizados estudos petrográficos,
litogeoquímicos e de química mineral, com apoio de estudos isotópicos e geocronológicos, cujos resultados serão
discutidos nas seções a seguir.
II. CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL
A Província Mineral de Carajás localiza-se na porção
sudeste do Cráton Amazônico, mais precisamente na extremidade sudeste do Bloco Amazônia Central (Figura 3).
O arcabouço geológico da Serra de Carajás, particularmente de seu setor nordeste, que compreende as serras Norte, Sul e Leste, foi descrito pela primeira vez pelos geólogos da US Steel Co. e da Companhia Vale do
Rio Doce, durante os estudos de viabilidade para a operação de lavra do minério de ferro (Tolbert et al., 1971;
Rezende e Barbosa, 1972). Mais tarde, algumas sínteses
sobre a geologia de Carajás foram publicadas (p. ex.
Hirata et al., 1982; DOCEGEO, 1988, entre outros).
A Figura 3 apresenta as principais associações
litológicas e a compartimentação tectônica da região da
Serra de Carajás. Ao norte aparecem os granitóides da
extremidade sudeste do Escudo das Guianas, de idade
riaciana. O lado leste é ocupado pelas rochas
metassedimentares do Cinturão Araguaia, de idade
neoproterozóica. No setor sudoeste encontra-se o
Supergrupo Uatumã, de idade paleoproterozóica, constituído pelas efusivas continentais das formações Sobreiro
e Iriri, associadas a intrusões graníticas e a rochas
sedimentares clásticas do Grupo Paredão e das formações Gorotire e Triunfo.
A porção centro-sudeste do mapa é ocupada pelas
rochas neoarqueanas que compõem a extremidade sudeste do Bloco Amazônia Central. Estas foram agrupadas em quatro domínios principais: (1) terreno de alto grau
metamórfico, incluindo o Complexo Xingu, composto de
charnoquito, gnaisse e granulito e o Grupo Tapirapé, formado por anfibolito, quartzito, formação ferrífera e xisto
ultramáfico; (2) terreno de baixo grau metamórfico, incluindo os greenstone belts do Supergrupo Andorinhas, associados a grandes intrusões de granodioritos e trondhjemitos
e parcialmente cobertos pelos sedimentos clásticos do Grupo
Rio Fresco; (3) seqüências meta-vulcanossedimentares,
incluindo os grupos Grão Pará, Salobo-Pojuca, Rio Novo e
Igarapé Bahia; (4) sedimentos siliciclásticos não
metamorfisados da Formação Águas Claras.
Geologia do Setor Nordeste da Província Mineral
de Carajás
Um mapa compilado para o setor nordeste da região
de Carajás é apresentado na Figura 4.
Embasamento Arqueano
O embasamento da Província Carajás consiste em
gnaisses tonalíticos e trondhjemíticos do Complexo Xingu,
gerados no intervalo de 2861 a 2855 Ma (U-Pb, zircão,
Machado et al., 1991).
Seqüências Supracrustais Arqueanas
O embasamento é recoberto em inconformidade pelas seguintes seqüências vulcanossedimentares:
• Grupo Salobo-Pojuca (DOCEGEO, 1988), fortemente deformado e constituído de anfibolito, formação ferrífera e quartzito, com idades U-Pb em
zircão no intervalo de 2761 a 2732 Ma (Machado
et al., 1991).
• Grupo Grão Pará (Rezende e Barbosa, 1972), dividido em três sub-unidades, da base para o topo: (1)
Formação Parauapebas (Meireles et al., 1984),
100
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Figura 3 – Mapa geológico regional da Província Mineral de Carajás. Compilado e interpretado a partir dos dados da Carta
Geológica do Brasil ao Milionésimo – GIS Brasil (CPRM, 2004).
101
Geologia e Mineralizações de Fe-Cu-Au do Alvo GT46 (Igarapé Cinzento), Carajás
Figura 4 – Mapa geológico regional do setor nordeste da Província Mineral de Carajás. Compilado e interpretado a partir
dos dados da Carta Geológica do Brasil ao Milionésimo GIS Brasil (CPRM, 2004). Interpretação estrutural com base em
Veneziani et al. (2004).
102
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
composta por derrames de composição intermediária, com textura vesicular e porfirítica, intercalados com brechas aglomeráticas, rochas vulcânicas
félsicas, arenito e conglomerado. Os derrames intermediários têm composição andesito-basáltica,
apresentando fácies metamórfica xisto verde baixo (Teixeira e Eggler, 1994). As rochas félsicas
são derrames riolíticos brechados que cristalizaram
há 2759±2 Ma (U-Pb, zircão, Machado et al.,
1991; Trendall et al. 1998); (2) Formação Carajás
(Beisiegel et al., 1973), que consiste em seqüência
espessa de rochas químicas metassedimentares. A
seção basal é formada por depósitos dolomíticos
(Teixeira e Eggler, 1994), que gradam, lateral e
verticalmente, para formação ferrífera jaspilítica,
com espessura variando entre 200 e 300 metros
(Meirelles, 1996; Lindenmayer et al., 2001a; Macambira e Schrank, 2002). A formação ferrífera
bandada constitui o protominério para alguns dos
maiores depósitos de minério hematítico do mundo,
comparáveis aos grandes depósitos da Província de
Hamersley, Austrália e do Distrito de Krivoy Rog,
Ucrânia (Dalstra e Guedes, 2004). A idade mínima
de deposição da Formação Carajás foi de 2740±8
Ma, com base em idade U-Pb em zircão extraído de
uma soleira quartzo-diorítica (Trendall et al., 1998).
• Seqüência Paleovulcânica Superior (Beisiegel et al.,
1973), composta de rochas metavulcaniclásticas e
metassedimentares, intercaladas com metabasalto. A seqüência paleovulcânica superior é correlacionável com o Grupo Igarapé Bahia, abaixo descrito.
• Grupo Igarapé Bahia, constituído por rochas
metavulcânicas máficas, metapiroclásticas e
metassedimentares, incluindo formações ferríferas
bandadas (DOCEGEO, 1988). Resultados de análises de isótopos de chumbo (Galarza et al. 2001;
Tallarico et al., 2004) indicaram idades de 2745±1
Ma para rochas metavulcânicas e de 2747±1 Ma
para rochas metapiroclásticas.
• Formação Águas Claras (Araújo et al., 1988), composta de pelitos e arenitos marinhos plataformais
na seção inferior, superpostos por arenitos litorâneos e fluviais (Nogueira e Truckenbrodt, 1994).
Idade mínima de 2645±12 Ma foi atribuída para
esta formação com base em análise isotópica de
zircão coletado em intrusões de composição
gabróica (Dias et al., 1996; Trendall et al., 1998).
Complexos Máfico-ultramáficos Diferenciados
Arqueanos
A ocorrência de plutonismo máfico-ultramáfico contemporâneo ao vulcanismo das seqüências supracrustais
neoarqueanas é comprovada pelo complexo máficoultramáfico de Luanga, com idade de cristalização em
torno de 2763±6 Ma, obtida pelo métodoU-Pb em zircão
extraído de diferenciado gabróico (Machado et al. 1991).
Granitos Sin e Tardi-colisionais Arqueanos
Várias intrusões de granitóides ocorreram em associação com os processos geotectônicos arqueanos. Intrusões
sin-colisionais são compostas principalmente por
monzogranitos calcialcalinos, que se apresentam alongados paralelamente à foliação regional E-W, a exemplo do
Granito Estrela, com idade de 2763±7 Ma (U-Pb, zircão,
Barros et. al., 2001) e do Granito Plaquê, com idade de
2736±24 Ma (U-Pb, zircão, Avelar et al., 1999). Intrusões
arqueanas tardi-colisionais são constituídas de hornblendapiroxênio monzogranitos e granitos peralcalinos
metaluminosos, exemplo do Granito Salobo, com idade de
2573±2 Ma (U-Pb, zircão, Machado et al., 1991), do Granito Itacaiunas, com idade 2560±37 Ma (Pb-Pb, zircão,
Souza et al., 1996).
Intrusivas Básicas e Intermediárias Arqueanas
Soleiras básicas a intermediárias que intrudem as rochas do Grupo Grão Pará foram descritas por Tolbert et
al. (1971). Soleiras de quartzo-diorito hidrotermalmente
alteradas foram estudadas por Ferreira Filho (1984) na
mina de ouro Igarapé Bahia, por Teixeira (1994) na mina
de Ferro N4 e por Lindenmayer et al. (1995) no depósito
de ferro S11. Soleiras gabróicas de filiação toleítica
intrudiram os sedimentos da Formação Águas Claras há
cerca de 2708±34 Ma (U-Pb, zircão, Mougeot, 1996).
Granitos Anorogênicos Paleoproterozóicos
Pelo menos três séries de granitos do tipo “A” com
textura rapakivi intrudiram o Cráton Amazônico durante
o Paleoproterozóico (Dall’Agnol et al., 2005). Na região
da Serra de Carajás estas suites são representadas, respectivamente, pelos granitos Jamon, Velho Guilherme,
Carajás, Cigano e Pojuca. O Granito Carajás, localizado
entre a Serra Norte e a Serra Sul, corta as rochas dos
grupos Grão Pará e Igarapé Bahia e também os sedimentos da Formação Águas Claras. Sua principal facies
consiste em uma rocha de granulação grossa, geralmente
porfirítica, com fenocristais de K-feldspato pertítico, que
atingem dimensão de 3 cm, imersos em matriz de quartzo, plagioclásio, biotita e com traços de anfibólio. O
plagioclásio encontra-se parcialmente alterado para
epidoto e as texturas rapakivi são comuns (Wirth, 1986).
As idades de cristalização de alguns destes granitos são:
Cigano 1883±2 Ma, Carajás 1880±2 Ma e Pojuca 1874±2
Ma (U-Pb, zircão, Machado et al., 1991).
103
Geologia e Mineralizações de Fe-Cu-Au do Alvo GT46 (Igarapé Cinzento), Carajás
Diques Básicos Neoproterozóicos
As rochas intrusivas mais jovens encontradas na Província Carajás são diques de diabásio, normalmente encaixados em fraturas de direção NS. A idade destas intrusões,
determinada pelo método Rb-Sr, ficou estabelecida em torno
de 553±32 Ma (Cordani et al., 1984).
III. GEOLOGIA DO ALVO GT-46
Petrografia
Todo estudo petrográfico das rochas do Alvo GT46
foi realizado a partir de amostras coletadas em testemunhos de sondagem, tendo em vista a impossibilidade de
amostragem de terreno, face à presença de espesso manto
de intemperismo na área. Em decorrência da lateritização,
não foi possível a realização de trabalhos de mapeamento
no Alvo, uma vez que os poucos afloramentos existentes
mostram-se fortemente saprolitizados.
Foram selecionados dezessete furos de sondagem realizados pela CVRD no Alvo GT46, os quais atravessam
as diferentes unidades litológicas: FD46/12, FD46/19,
FD46/22, FD46/35, FD46/36, FD46/39, FD46/41, FD46/
53, FD46/56, FD46/64 FD46/70, FD46/71, FD46/72, FD46/
74, FD46/75, FD46/76 e FD46/77. Os furos foram descritos e amostrados, resultando na seleção e coleta de
264 amostras de rochas e minério para fins de investigação, envolvendo petrografia, geologia e geocronologia
isotópica, litogeoquímica, química mineral e estudo de inclusões fluidas.
Dentre as amostras coletadas, 153 foram selecionadas
para estudos petrográficos, permitindo o reconhecimento
das seguintes rochas na área do Alvo GT46:
Rochas Anfibolíticas
De um modo geral, essas são as rochas que predominam na área, podendo-se distinguir alguns tipos distintos
de anfibolitos: Tipo 1: anfibolitos anisotrópicos, moderadamente a fortemente foliados, pobres em micas; Tipo 2:
anfibolitos anisotrópicos, fortemente foliados e ricos em
micas (geralmente mineralizados); Tipo 3: anfibolitos
anisotrópicos, fortemente foliados, micáceos, ricos em
granada (em geral, mineralizados); e Tipo 4: anfibolitos
fracamente foliados a isotrópicos, com texturas ígneas
(primárias) preservadas, ocorrendo sob a forma de pods
em meio aos anfibolitos foliados.
Os anfibolitos do tipo 1 (figuras 5a e 6b), que são os
predominantes na área, exibem coloração verde escura,
granulação fina a média e são fortemente anisotrópicos.
Essas rochas são constituídas, do ponto de vista mineralógico, por (i) anfibólio do tipo hornblenda, em grãos subédricos orientados (textura granonematoblástica) repre-
sentando percentual volumétrico entre 50 e 60% da rocha. Os grãos de anfibólio encontram-se incipientemente
substituídos por biotita, mais raramente por epidoto e, por
vezes, observa-se a presença de bordas substituídas por
anfibólio fibroso; (ii) plagioclásio em grãos anédricos, geminados, límpidos, com composição variando entre andesina e labradorita, com leves manchas de saussuritização. Plagioclásio ocorre também em grãos finos intersticiais, quase totalmente substituídos por sericita, carbonato e epidoto, constituindo entre 20% e 30% da rocha; (iii)
quartzo em grãos finos, intersticiais, com extinção ondulatória moderada (variando de 5 a 10% em volume da
rocha); (iv) traços de apatita e finos grãos de magnetita
disseminados; (v) biotita, de substituição do anfibólio, em
geral com manchas de substituição por clorita. A presença de hornblenda aponta para metamorfismo da fácies
anfibolito, com posterior re-equilíbrio na fácies xisto verde e desenvolvimento de clorita e epidoto.
Os anfibolitos do tipo 2 (figuras 5c e 5d) constituem
rochas de coloração verde escura, granulação média a
grossa, estrutura fortemente anisotrópica. Microscopicamente observa-se a presença de: (i) biotita verde e anfibólio fibroso, do tipo cummingtonita, desenvolvido a partir
da hornblenda. É comum a presença de restos de hornblenda envoltos pelo anfibólio fibroso. A biotita ocorre
em palhetas largas e orientadas (textura granolepidoblástica), parcialmente cloritizada, com halos de pleocroísmo
devido à presença de inúmeras inclusões finas de allanita; (ii) quartzo instersticial ou formando arranjo granoblástico (orientação moderada) e com extinção ondulatória. Observa-se também quartzo formando vênulas milimétricas, associado ao carbonato (Figura 5e); (iii) restos
de plagioclásio, quase totalmente sericitizado e carbonatizado; (iv) carbonato em vênulas ou intersticial; (v) cristais euédricos de granulação fina a média de turmalina
verde a verde azulada (chorlita). Em alguns furos de sondagem foram observados porfiroblastos anomalamente
desenvolvidos de turmalina, alguns medindo cerca de 3
centímetros (figuras 5f e 6a); (vi) finos grãos subédricos
de allanita e apatita (Figura 6b).
Essas rochas são fortemente magnéticas, devido à
presença marcante de magnetita inequigranular (fina a
média), anédrica, fomando em geral massas intersticiais,
que envolvem os silicatos. Além de magnetita, observase também nessas rochas a presença de ilmenita e sulfetos,
com destaque para calcopirita, bornita, covelita e calcocita.
As feições mineralógicas e texturais da rocha são sugestivas de que seja produto da interação da rocha gabróica
com fluidos hidrotermais ricos em H2O, potássio, boro,
sílica, terras-raras, zircônio, metais (Fe, Cu, Mo, Sb, Au,
dentre outros) e com baixo conteúdo de CO2.
A presença de anfibólio do tipo cummingtonita aponta para metamorfismo de grau médio (fácies anfibolito)
104
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
(a)
(b)
(c)
(d)
(e)
(f)
Figura 5 – (a) Anfibolito de cor verde escura, granulação média, foliado, com venulações de quartzo. (b) Fotomicrografia
(LP, 25×) de anfibolito tipo 1, com anfibólio orientado e plagioclásio levemente saussurizado. (c) Anfibolito hidrotermalizado,
rico em biotita. Presença comum de magnetita e de venulações de sulfetos de cobre, com destaque para calcopirita. (d)
Fotomicrografia (LP, 25×) de anfibolito do tipo 2, com a presença marcante de biotita verde na rocha e venulação incipente
de magnetita e sulfetos. (e) Anfibolito fortemente hidrotermalizado, rico em biotita e venulações de quartzo. Presença de
sulfetos de cobre (predomínio de calcopirita) e magnetita. (f) Porfiroblastos centimétricos de turmalina em anfibolito fortemente hidrotermalizado.
105
Geologia e Mineralizações de Fe-Cu-Au do Alvo GT46 (Igarapé Cinzento), Carajás
(a)
(b)
(c)
(d)
(e)
(f)
Figura 6 – (a) Presença de porfiroblastos centimétricos de turmalina em anfibolito hidrotermalizado, rico em anfibólio
fibroso e biotita verde (LP, 25×). (b) Fotomicrografia (LP, 50×) de anfibolito fortemente hidrotermalizado, com cristais de
allanita imersos em massa de anfibólio fibroso. (c) Anfibolito rico em biotita no qual se destacam porfiroblastos de granada,
medindo até 1,5 cm de diâmetro. Observa-se comumente nessas rochas a presença de venulações de quartzo. (d) Rocha
anfibolítica granadífera. Observar a morfologia em snowball dos porfiroblastos de granada. (e) Detalhe de pod de rocha
anfibolítica não deformada, com textura reliquiar, encontrada em meio aos anfibolitos deformados. (f) Fotomicrografia (N×,
25×) de rocha gabro-diorítica, não foliada, com textura subofítica reliquiar.
106
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
em que o anfibólio cummingtonítico pode ser o resultado da quebra do componente tschermakítico da
hornblenda.
Os anfibolitos do tipo 3 (figuras 6c e 6d) são muito
similares, tanto textural quanto mineralogicamente, aos
anfibolitos do tipo 2, com destaque para a presença de
cristais porfiroblásticos de granada de até 1,5 cm de diâmetro, perfazendo de 5 até 50% do volume da rocha.
Tais porfiroblastos possuem formato subédrico a anédrico, com aspecto poiquiloblástico devido à presença de
inúmeras inclusões de quartzo, biotita e magnetita. Em
geral os porfiroblastos de granada mostram-se levemente cloritizados nas fraturas e nas bordas. Os cristais de
granada aparecem achatados, orientados ao longo do plano de foliação da rocha e também sob a forma de cristais
subédricos, com tendência ao arredondamenteo, desenvolvendo feições do tipo snowball que revelam crescimento sintectônico.
Na descrição dos testemunhos de sondagem observase que o desenvolvimento de granada se dá quando o
anfibolito está nas proximidades de apófises graníticas,
sugerindo que o crescimento desse mineral tenha resultado do aumento localizado de temperatura provocado pela
colocação dos granitóides. Além do desenvolvimento de
granada, nas zonas proximais dos granitos observa-se também: o desenvolvimento mais intenso de biotita, a partir
de hornblenda, revelando o aporte de fluidos potássicos
(metassomatismo); a maior presença de carbonato (desenvolvido a partir de plagioclásio), apontando para maior aporte de CO2; e a presença mais marcante de allanita,
revelando maior participação de elementos ETR nos fluidos.
A paragênese granada-anfibólio revela metamorfismo
de fácies anfibolito e as texturas observadas são indicativas
de que essa rocha resulta da transformação dos anfibolitos
do tipo 1, sob a ação de evento metamórfico.
Os anfibolitos do tipo 4 são mais raros, ocorrendo apenas em alguns trechos dos testemunhos de sondagem sob
a forma de pods centimétricos a métricos. Essas rochas
distingem-se pela preservação da sua textura ígnea original, muito embora tenham sido também submetidas à ação
pervasiva de fluidos hidrotermais.
Dois diferentes tipos composicionais de pods foram
observados nos testemunhos de sondagem: (i) rochas de
natureza plutônica e subvulcânica, de composição originalmente gabróica a gabro-diorítica (figuras 6e e 6f). As
rochas subvulcânicas são em geral porfiríticas, com
fenocristais centimétricos de plagioclásio andesínico (parcialmente saussuritizados), geminados, imersos em matriz de granulação fina a média, com textura subofítica,
constituída de andesina e anfibólio. As rochas plutônicas
exibem textura subofítica de granulação média, com ripas de plagioclásio andesínico, geminado segundo albita
e albita/carslbad, associadas a anfibólio. Em apenas uma
amostra foram encontrados restos de clinopiroxênio; (ii)
rochas de natureza vulcânica, por vezes porfiríticas, de
composição basáltica a basáltico-andesítica (figuras 7a,
7b e 7c), de granulação fina, com textura subofítica constituída por ripas de plagioclásio (fortemente saussuritizado)
e anfibólio fibroso.
As relações de contato desses anfibolitos com os demais anfibolitos descritos na área, em especial com os
anfibolitos do tipo 1, são transicionais (Figura 7d), observando-se aumento progressivo da deformação, transformando a rocha gabróica original em anfibolito foliado. Esse
fato, aliado às suas características microscópicas (textura e composição mineralógica), não deixa dúvidas de que
seja essa rocha o protólito da maioria dos anfibolitos presentes na área. Por terem sido menos deformadas, essas
rochas foram igualmente menos intensamente afetadas
pelas transformações hidrotermais, permitindo, assim, que
seja reconhecida sua natureza original.
Rochas Graníticas
Apófises de rochas graníticas intrudem os anfibolitos
e demais rochas do Alvo GT46 (Figura 7e), provocando
efeitos metamórficos termais e metassomáticos nessas
rochas. Nos testemunhos de sondagem foram observados três tipos petrograficamente distintos de granitos:
Granitos isotrópicos a levemente anisotrópicos, de coloração rósea a avermelhada, de composição álcalifeldspato granítica e granítica, granulação grossa a
porfirítica, com textura milonítica incipiente (figuras 7f e
8a). O principal constituinte mineralógico dessas rochas é
felspato alcalino do tipo microclínio pertítico (45 a 55%),
geminado, por vezes porfiroclástico, com extinção
ondulatória, bordas microgranuladas (textura mortar) e leves manchas de alteração para sericita. Plagioclásio (5 a
25%) em grãos subédricos a anédricos, com maclas difusas
de geminação albita e manchas de alteração para sericita.
Quartzo (25 a 35%) ocorre em grãos finos a médios, com
extinção ondulatória, formando arranjos em mosaico.
Granitóides de coloração cinza-esbranquiçada a levemente rosada, granulação média a grossa, por vezes porfiríticos, ricos em plagioclásio, de composição quartzo-monzonítica, com anisotropismo muito fraco (Figura 8b). Ao
microscópio observa-se textura porfiroclástica, constituída
de plagioclásio do tipo oligoclásio (40 a 50% do volume
da rocha), levemente saussuritizado, com textura mortar
e extinção ondulatória leve a moderada. Ainda se observam maclas de geminação albita no plagioclásio. O feldspato alcalino (40 a 45%) é do tipo microclínio pertítico,
em grãos anédricos geminados, levemente sericitizados,
com extinção ondulatória leve e bordas por vezes microgranuladas. Quartzo (15 a 20%) ocorre em grãos
107
Geologia e Mineralizações de Fe-Cu-Au do Alvo GT46 (Igarapé Cinzento), Carajás
(a)
(b)
(c)
(d)
(e)
(f)
Figura 7 – (a) Aspecto macroscópico de pod de rocha basáltico-andesítica não deformada. (b) Fotomicrografia da rocha
basáltico-andesítica não deformada (N×, 50×), com textura intergranular preservada, embora os minerais estejam afetados
pela alteração hidrotermal. (c) Fotomicrografia (N×, 50×) de rocha basáltico-andesítica porfirítica, não deformada,
hidrotermalizada. Destaque para um fenocristal de Cpx substituído por anfibólio, numa massa de fundo com textura intersetal.
(d) Zona de transição entre anfibolito foliado e não foliado. (e) Apófises de granitóide róseo, de composição quartzosienítica, cortando a rocha anfibolítica. Observar a invasão de material granítico nos planos de foliação do anfibolito. (f)
Granito róseo, quartzo-sienítico, granulação média a grossa, levemente foliado.
108
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
médios com tendência ao estiramento e, em geral, com
extinção ondulatória. Observa-se a presença de biotita
marrom (cerca de 5%) e traços de zirconita e turmalina
verde escura. Finos veios de quartzo cortam a rocha.
Granitóide branco-acinzentado, de composição quartzo-monzonítica, localmente enriquecido em turmalina preta,
acompanhado de intensa geração de veios de quartzo,
encontrando-se turmalina tanto no granito quanto nos veios
(Figura 8c). Trata-se da mesma rocha anteriormente descrita só que com percentual muito elevado de turmalina e
de veios de quartzo, denotando intensa participação de
fluidos hidrotermais, ricos em voláteis.
Todos os granitos acima relacionados foram afetados
por deformação rúptil-dúctil leve a moderada e exibem
alteração hidrotermal dominantemente fissural, embora
pervasiva. Além dos granitóides, são também observadas
intrusões pegmatíticas nos testemunhos de sondagem, com
composição muito similar à do granitóide róseo (Figura
8d).
Rochas Gnáissicas a Sillimanita e Granada (granito
deformado e hidrotermalizado)
Essas rochas não exibem relações claras de contato
com os demais granitóides do Alvo GT46, nem com os
anfibolitos. Trata-se de rocha com foliação muito bem
desenvolvida e bandamento gnáissico, constituída por arranjo granoblástico de microclínio e quartzo, ambos bem
orientados e com extinção ondulatória. Nessa massa
quartzo-feldspática encontram-se cristais finos, alongados, fortemente orientados de sillimanita, por vezes formando bandas e porfirobastos orientados de granada
poiquiloblástica (Figura 8e). As características texturais
e mineralógicas dessas rochas são sugestivas de que o
protólito tenha sido o granitóide quartzo-monzonítico acima descrito, submetido a deformação e metamorfismo
de grau médio a alto.
Soleiras e Diques Doleríticos
Estas rochas intrudem os anfibolitos e se destacam
pela coloração escura, pela textura afanítica, porfirítica e
glomeroporfirítica (figuras 8f e 9a), pela ausência total de
deformação e por cortarem a foliação dos anfibolitos,
evidenciando seu caráter tardio na história tectono-deformacional da área.
Os fenocristais e aglomerados de fenocristais são de
plagioclásio, de formato ripiforme, centimétricos, imersos
em matriz afanítica de coloração verde escura (Figura
9b). Ao microscópio observa-se a presença de fenocristais, em geral zonados de Ca-plagioclásio do tipo labradorita, geminados albita/carlsbad, límpidos a levemente suassuritizados. A massa de fundo tem composição basáltica, com textura intergranular. Finas ripas de plagioclásio
imersas em meio a cristais de clinopiroxênio, parcial a
totalmente uralitizados e cloritizados. Observa-se a presença de cristais esqueletais de ilmenita, parcialmente
leucoxenizados. Trata-se de rocha intrusiva rasa, de composição gabróica (diabásio porfirítico).
Os corpos intrusivos mais espessos desenvolvem bordas de resfriamento centimétricas, no contato com as rochas encaixantes. Parte dessas rochas, apesar de tardias e
não deformadas, foram submetidas a eventos de transformação hidrotermal, com anfibolitização e cloritização parcial de piroxênio e leve saussuritização de plagioclásio.
Formações Ferríferas
As formações ferríferas ocorrem intercaladas no
pacote anfibolítico. Essas rochas possuem bandamento
centimétrico (2 a 5 cm de espessura) muito expressivo,
cosntituído pela presença de bandas claras ricas em
quartzo, alternadas com bandas escuras ricas em
magnetita (Figura 9c). O bandamento é regular e podem
ser observadas feições deformacionais na rocha
(dobramentos), por meio da geometria do bandamento.
Nas proximidades das intrusões graníticas as formações
ferríferas desenvolvem mineralogia metamórfica de
contato, com o aparecimento de anfibólio grunerítico,
claramente desenvolvido às expensas da reação da
magnetita com o quartzo.
Discussão
Com base nas observações de campo e estudos
petrográficos das rochas do Alvo GT46/Cinzento, as seguintes conclusões podem ser alcançadas:
• A deformação no âmbito do Alvo GT46 é heterogênea, com rochas altamente cisalhadas e
milonitizadas envolvendo pods com texturas primárias ainda preservadas.
• O estudo dos pods revela protólitos ígneos
plutônicos (gabróicos/dioríticos) e vulcânicos
(basaltos e basaltos andesíticos). Além destas rochas ígneas, ocorrem sedimentos vulcanoquímicos
do tipo BIF.
• Processos de deformação, metamorfismo e alteração hidrotermal afetaram, de forma pervasiva,
todas as rochas. Todas foram transformadas, com
o desenvolvimento de minerais da fácies anfibolito
e posterior re-equilíbrio, incipiente e localizado, para
a fácies xisto verde. Os processos hidrotermais
atuaram com maior intensidade nas rochas mais
deformadas.
• Presença de atividade granítica intrusiva nas rochas supracitadas, com apófises invadindo os planos de xistosidade e veios de pegmatitos diversos.
• A atividade granítica tem composição variando
desde monzogranítica até quartzo sienítica.
109
Geologia e Mineralizações de Fe-Cu-Au do Alvo GT46 (Igarapé Cinzento), Carajás
(a)
(b)
(c)
(d)
(e)
(f)
Figura 8 – (a) Fácies porfirítica de granito róseo. (b) Granito cinzento, isotrópico a levemente foliado, invadindo anfibolito.
(c) Granitóide cinzento, rico em turmalina preta (schorlita). (d) Detalhe de pegmatito de granitóde róseo invadindo a rocha
anfibolítica foliada. Observar o desenvolvimento de molibdenita na zona de contato. (e) Fotomicrografia (LP, 50×) de
granitóide cinzento, milonitizado, fortemente foliado, com desenvolvimento de sillimanita e granada. (f) Aspecto macroscópico
de dique de diabásio porfirítico a plagioclásio.
110
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
(a)
(b)
(c)
Figura 9 – (a) Aspecto macroscópico das bordas de dique de
diabásio porfirítico a plagioclásio. A textura afanítica,
homogênea, revela tratar-se de margem resfriada. (b)
Fotomicrografia (N × , 100 × ) de diabásio porfirítico.
Fenocristais de plagioclásio em massa basáltica de fundo.
(c) Formação ferrífera bandada (BIF), fácies óxido, dobrada.
• Desenvolvimento de auréolas de metamorfismo de
contato, ricas em granada, nas rochas anfibolíticas
próximas aos granitos.
• Os cristais de granada são em geral porfirobásticos,
com formato tabular ou com estrutura rotacional
(snowball) apontando para geração controlada pelo
calor e pelo movimento da colocação do granito.
• A presença, nessas auréolas termais, de veios de
quartzo ricos em granada (com ou sem turmalina
associada), aponta para a participação de fases fluidas no processo de crescimento de granada.
• Registro de granitóide rico em granada e sillimanita,
resultante da deformação e metamorfismo das rochas graníticas. O granitóide encontra-se no eixo
de zona de cisalhamento.
• As rochas anfibolíticas resultaram de evento
metamórfico com temperaturas da fácies anfibolito,
o qual transformou protólitos ígneos de natureza
plutônica (gabros/dioritos), vulcânica (basaltos,
basaltos andesíticos) e vulcano-exalativas (BIF).
• Nas formações ferríferas o efeito desse evento é
marcado pelo desenvolvimento de grunerita como
resultado da reação quartzo + magnetita.
111
• Nos anfibolitos mais intensamente mineralizados
observa-se a transformação parcial ou total de
anfibólio (do tipo hornblenda) em Fe-anfibólio do
tipo cummingtonita.
• Fluidos hidrotermais tardios promoveram localmente o re-equilíbrio das paragêneses metamórficas da
fácies anfibolito para a fácies xisto verde, com as
seguintes reações:
(a) transformação de anfibólio do tipo hornblenda
em actinolita ou em clorita;
(b) cloritização incipiente de granada e biotita;
(c) saussuritização de plagioclásio;
(d) silicificação, sericitização, carbonatização e geração de albita nos granitos.
• Presença de rocha não deformada, de composição
gabróica, formando soleiras e diques de colocação
tardia, com margens resfriadas e núcleos
porfiríticos em matriz afanítica a fanerítica muito
fina. Soleiras e diques orientam-se aproximadamente na direção NS.
Geologia e Mineralizações de Fe-Cu-Au do Alvo GT46 (Igarapé Cinzento), Carajás
Litogeoquímica
Tomando como base os estudos petrográficos realizados nas amostras representativas das diferentes rochas
do Alvo GT46 (vide seção sobre a Petrografia das rochas e do minério), foram selecionadas 63 amostras para
estudos litogeoquímicos.
As amostras foram enviadas para o Laboratório ACME,
em Goiânia, onde foram submetidas a britagem e moagem
abaixo de 250#. Posteriormente, sofreram digestão multiácida como parte dos procedimentos analíticos.
Os óxidos dos elementos maiores (SiO2, TiO2, Al2O3,
Fe2O3, FeO, Cr2O3, MnO, MgO, CaO, Na2O, K2O, P2O5)
foram analisados por ICP-ES, enquanto os elementostraço (K, Ba, Rb, Sr, Cs, Li, Ga, Ta, Nb, Hf, Zr, Ti, Y, Th,
U, Cr, Ni, Co, Sc, V, Cu, Pb, Zn, Bi, Cd, In, Sn, W, Mo, F,
Cl, Br, I, B, Be, Ru, Rh, Pd, Ag, Re, Os, Ir, Pt, Au, Hg, S,
As, Se, Sb, Te, La, Ce, Pr, Nd, Sm, Eu, Gd, Tb, Dy, Ho,
Er, Tm, Yb, Lu) foram analisados por ICP-MS. Os dados
foram organizados e tratados em planilhas Excel e no
software MINPET, versão 2.02.
Rochas Anfibolíticas com Textura Reliquiar
Como descrito na seção de Petrografia, em meio aos
anfibolitos foliados e hidrotermalizados do Alvo GT46,
ocorrem pods de rochas menos deformadas nas quais
ainda é possível observar a presença de texturas primárias reliquiares (ofítica/subofítica). Essas rochas
gradam, por deformação, para as rochas anfibolíticas comuns da área e, em consequência disso, são aqui interpretadas como protólitos dos anfibolitos.
Muito embora tenham sido localmente preservadas da
deformação, estas rochas mostram-se, tanto na observação macroscópica quanto microscópica, afetadas pelos
processos metamórfico-metassomáticos que atingiram a
área como um todo. Indiscutivelmente, a foliação incipiente
tornou-as menos vulneráveis às transformações decorrentes da interação com os fluidos metamórficohidrotermais em comparação com os demais anfibolitos.
Dessa forma, admite-se que a composição química dessas rochas, com texturas originais preservadas, seja a mais
próxima possível da composição química original.
Na população de amostras enviadas para análise química de rocha total, foram selecionadas 10 amostras dessas rochas. O tratamento litogeoquímico dos dados revela as seguintes características:
• São rochas de natureza subalcalina, de composição equivalente à basáltica, muito embora do ponto de vista textural elas sejam plutônicas e
subvulcânicas (gabróicas a gabro-dioríticas e
basáltico-andesíticas – figuras 10a e 10b).
• A composição mineralógica normativa (CIPW)
revela supersaturação em sílica, com quartzo e
hiperstênio normativos, e ausência de olivina
normativa (Figura 10c).
• O magma-fonte tem afinidade toleítica, conforme
pode ser observado tanto no diagrama AFM (Figura 10d) quanto no diagrama catiônico de Jensen
(Figura 10e).
• No que diz respeito aos elementos traço de comportamento compatível, observa-se crescimento
contínuo dos valores de Ni e Cr, paralelamente a
MgO, evidenciando o fracionamento ocorrido na
evolução do magma (figuras 11a e 11b).
Quanto aos elementos terras raras, observa-se padrão
plano no diagrama rocha/condrito (Figura 12a), com enriquecimento da ordem de 10× condrito. As razões (La/
Sm)cn e (Gd/Yb)cn situam-se em torno de 1. Situação
similar é observada no diagrama rocha/manto primitivo
(Figura 12b), no qual as rochas configuram padrão igualmente plano, com enriquecimento levemente inferior a
10× manto primitivo.
Considerando que essas rochas são as menos deformadas e menos modificadas pelos processos secundários
que afetaram a área, seu quimismo poderia eventualmente revelar seu ambiente geodinâmico de formação. Dessa forma, foram construídos alguns diagramas, utilizando-se preferencialmente elementos de baixa mobilidade
geoquímica, na tentativa de estabelecer discussão sobre
esse tema.
Nos diagramas das figuras 12c e (d) (Nb/Yb versus
Th/Yb) e 13a (Ta/Yb versus Th/Yb) observa-se que as
rochas gabróicas com textura reliquiar do Alvo GT46
plotam no campo referente a rochas geradas em ambientes de subducção, mais especificamente em arcos de
ilha, muito embora nas proximidades do campo de plote
de rochas geradas em margens continentais ativas. No
diagrama da Figura 13b (Ti/1000 versus V) e no diagrama TiO2 × MnO*10 × P2O5*10 (Figura 13c) observa-se, mais uma vez, que as rochas plotam no campo
destinado a rochas geradas em ambientes de
subducção, muito embora nesses diagramas o campo
de plote mostre superposição com ambientes do tipo
extensionais (bacias oceânicas). Entretanto, no diagrama da Figura 13d (Zr versus Zr/Y) as rochas com textura reliquiar plotam exclusivamente no campo das rochas de arcos magmáticos.
Quando observamos o comportamento dos elementos
traço, vemos, mais uma vez, que as características de
rochas de ambiente de subducção estão presentes. No
spider-diagrama rocha/MORB (Figura 13e) observa-se
forte enriquecimento dos elementos incompatíveis mais
móveis, característica comum a rochas de ambientes de
112
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
(a)
(b)
(c)
(d)
(e)
Figura 10 – (a) Rochas anfibolíticas com textura reliquiar
no diagrama TAS. Linha divisória entre os campos alcalino e
subalcalino de acordo com Kuno (1968). (b) Rochas
anfibolíticas com textura reliquiar, no diagrama
classificatório Nb/Y versus Zr/(TiO 2*10-4). (c) Diagrama
baseado nos percentuais normativos de Q, Ol e Hy (Thompson
1984), mostrando a supersaturação em sílica (Q + Hy
normativos) das rochas gabróicas do Alvo GT46. (d) Rochas
anfibolíticas com textura reliquiar no diagrama AFM. Campos de acordo com Kuno (1968). (e) Campo de concentração
das rochas gabróicas do Alvo GT46 no diagrama catiônico
de Jensen (1976).
113
Geologia e Mineralizações de Fe-Cu-Au do Alvo GT46 (Igarapé Cinzento), Carajás
Figura 11 – (a) Diagrama MgO × Ni. (b) Diagrama MgO × Cr das rochas anfibolíticas com textura reliquiar.
subducção. No spider-diagrama rocha/manto primitivo
(Figura 13f) observa-se as anomalias negativas de Nb e
de Zr, típicas de rochas geradas em ambientes de
subducção.
Rochas Anfibolíticas sem Textura Reliquiar
Os anfibolitos mais comuns na área do Alvo GT46 são
rochas de textura granonematoblástica, constituídas de
anfibólios prismáticos do tipo hornblenda e plagioclásio,
com quantidades variáveis de biotita. Nessas rochas observa-se a presença de ilmenita como mineral acessório
e substituições retrometamórficas de anfibólio e biotita
para clorita e de plagioclásio para saussurita. Os sulfetos
de cobre (calcopirita e bornita) nesses anfibolitos ocorrem em quantidades subordinadas (traços) e, localmente,
com concentrações da ordem de até 5%, principalmente
em fraturas.
Os processos metamórfico-metassomáticos e
deformacionais transformaram, em diferentes graus de
intensidade, esses anfibolitos comuns em rochas com diferentes aspectos texturais e mineralógicos. Ocorrem
desde rochas em que ainda se reconhece o protólito até
rochas totalmente transformadas, as quais têm sido convencionalmente denominadas de hidrotermalitos na área
de trabalho.
Dentre as principais transformações hidrotermais observadas destacam-se: (a) substituição de hornblenda por
anfibólio fibroso e acicular (anfibólio actinolítico); (b) substituição de hornblenda por clorita e/ou carbonato; (c) substituição de hornblenda por epidoto; (d) desenvolvimento
de ferro-anfibólio fibroso cummingtonítico; (e) desenvolvimento de porfiroblastos de granada; (f) aparecimento
de apatita, turmalina e allanita; (g) presença marcante de
sulfetos de cobre, com predomínio de calcopirita, com
bornita secundária e traços de covelita, calcocita e mais
raramente molibdenita. Magnetita é mineral comumente
presente na paragênese sulfetada.
Comparado ao das rochas anfibolíticas com texturas
reliquiares, anteriormente descritas, o quimismo dessas
rochas revela as transformações decorrentes da sua maior
interação com os fluidos hidrotermais. Tais transformações, confirmadas tanto pela química de rocha total quanto pela química mineral, já tinham sido previstas desde a
descrição petrográfica das rochas, com destaque para:
(i) aporte de potássio (metassomatismo potássico) evidenciado petrograficamente pelo desenvolvimento de biotita, sericita e pela substituição parcial a total de plagioclásio cálcico por feldspato alcalino; (ii) lixiviação de
cálcio e aporte de sódio com a albitização de plagioclásio; (iii) aporte de elementos terras raras leves, denunciado pelo desenvolvimento de allanita em hidrotermalitos; (iv) aporte de boro, denunciado pelo desenvolvimento
de turmalina; e (v) aporte de ferro, evidenciado pelo desenvolvimento de ferro anfibólio (anfibólio cumingtonítico) na zona mais fortemente hidrotermalizada (e mineralizada).
O trend de metassomatismo férrico e potássico, acompanhado de lixiviação de cálcio, pode ser visto nos diagramas das figuras 14a a 14e nos quais se observa que os
anfibolitos com texturas reliquiares são os mais pobres
em potássio e os mais ricos em cálcio. À medida que
esses anfibolitos vão se transformando naqueles denominados de hidrotermalitos, observa-se aumento dos teores
de potássio e de ferro, acompanhado de descréscimo significativo nos valores de cálcio.
114
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Figura 12 – (a) Diagrama rocha/condrito e (b) diagrama rocha/manto primitivo das rochas anfibolíticas com textura reliquiar.
(c) Diagrama Nb/Yb versus Th/Yb, modificado de Pearce e Peate (1995), mostrando o campo de plote de rochas de ambiente
de arco e as de outros ambientes; (d) comportamento dos anfibolitos com textura reliquiar do Alvo GT46 no diagrama da
figura (c). Legenda: BON (boninitos), LOTI (toleítos de arcos de ilha pobres em Ti), IAT (toleítos de arco de ilha), CAB
(basaltos cálcio-alcalinos), BABB (basaltos de bacias de back-arc), E/N-MORB (basaltos MORB dos tipos E e N), NEB
(basaltos de ilhas oceânicas ricos em Nb), DM (manto depletado).
Sódio, por sua vez, apresenta comportamento diferenciado, com teores elevados nos anfibolitos ricos em
allanita, revelando o metassomatismo sódico sofrido por
essas rochas. À medida que se aproxima a zona
mineralizada, observa-se diminuição drástica dos teores
de Na e aumento significativo de potássio e ferro.
Os resultados litogeoquímicos de elementos-traço das
rochas mostram que as amostras menos intensamente
hidrotermalizadas exibem comportamento muito similar
ao observado em anfibolitos com texturas reliquiares preservadas. Entretanto, nos chamados hidrotermalitos,
especialmente naqueles em que se observa a presença
marcante de allanita hidrotermal, o padrão de terras raras muda significativamente. No diagrama rocha/condrito
dessas rochas (Figura 15a) observa-se forte enriquecimento em terras raras leves com razões (La/Sm)cn muito superiores a 1, muito embora o espectro de terras raras pesadas mantenha-se similar ao das rochas menos
hidrotermalizadas (razões (Ga/Yb)cn em torno de 1). Tal
comportamento revela aporte de elementos terras raras
leves, decorrente do processo metamórficometassomático que se reflete na mineralogia da rocha
pelo desenvolvimento de allanita. As rochas mais fortemente hidrotermalizadas exibem constante anomalia negativa de Eu, revelando o papel lixiviador de cálcio exercido pelo fluido.
A exemplo das rochas menos deformadas e menos
hidrotermalizadas, os hidrotermalitos, quando normalizados
em relação ao manto primitivo ou a MORB, em diagrama
do tipo spider (figuras 15b e 15c), exibem características
típicas de rochas geradas em ambientes de subducção
tais como forte anomalia negativa de Nb e anomalias negativas mais discretas dos demais elementos de alto campo
de força (HSFE).
Rochas Graníticas
Como descrito na seção sobre Petrografia, foram observados diferentes tipos composicionais de granitos na
área do Alvo GT46: os granitos róseos de composição
álcali feldspato granítica e granítica, os granitóides cin-
115
Geologia e Mineralizações de Fe-Cu-Au do Alvo GT46 (Igarapé Cinzento), Carajás
(a)
(c)
(b)
(d)
(e)
(f)
Figura 13 – (a) Diagrama Ta/Yb versus Th/Yb, modificado de Pearce (1982), mostrando a natureza toleítica de arco insular
das rochas gabróicas do Alvo GT46. Simbologia: campo redondo (arco insular), seta (margem continental ativa). Legenda:
Th (toleítos), CA (cálcio-alcalinas), MORB (basaltos de cadeia meso-oceânica), WPB (basaltos intra-placa). (b) Diagrama
Ti/1000 versus V (Shervais, 1982) das rochas anfibolíticas com textura reliquiar, mostrando a natureza transicional ArcoMORB. (c) Rochas anfibolíticas com textura reliquiar no diagrama TiO2 – MnO*10 – P2O5*10 (Mullen, 1983). (d) Diagrama
binário Zr versus Zr/Y das rochas anfibolíticas com textura reliquiar. (e) Spider-diagrama rocha-MORB mostrando o enriquecimento das rochas gabróicas do Alvo GT46 em elementos mais móveis. (f) Diagrama rocha/manto primitivo das rochas
anfibolíticas com textura reliquiar mostrando as anomalias negativas de Nb e Zr.
116
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
( )
( )
( )
( )
( )
Legenda:
•
•
•
•
Anfibolitos com textura reliquiar (quadrados);
Anfibolitos comuns (diamantes);
Anfibolitos com allanita e turmalina (triângulos);
Anfibolitos granadíferos fortemente mineralizados (semicírculos).
As setas indicam o trend de alteração.
Figura 14 – (a) Diagrama Zr/Ti versus K2O. (b) Diagrama Zr/Ti versus Na2O. (c) Diagrama Zr/Ti versus CaO. (d) diagrama
CaO versus K2O/(K2O+Na2O). (e) Diagrama FeOT versus K2O.
117
Geologia e Mineralizações de Fe-Cu-Au do Alvo GT46 (Igarapé Cinzento), Carajás
zentos de composição quartzo-monzonítica a granítica, os
granitóides cinzentos ricos em turmalina e os granitóides
cinzentos milonitizados, com crescimento de sillimanita e
granada.
O objetivo do estudo litogeoquímico dessas rochas foi
verificar a tipologia, as relações de cogeneticidade entre
os diferentes tipos composicionais, a assinatura geoquímica
e o provável ambiente geotectônico de formação.
Plotadas no diagrama SiO2 versus (Na2O + K2O), as
análises químicas de rocha total revelaram natureza subalcalina para os granitos (Figura 16a). No diagrama de
Peacock (1931), observa-se que essas rochas se classificam como cálcicas (Figura 16b) e, no diagrama AFM
(Irvine e Baragar 1971), essas rochas descrevem a parte
evoluída de um trend cálcio-alcalino (Figura 16c). A representação dos granitos do Alvo GT46 foi muito prejudi-
( )
( )
( )
Figura 15 – (a) Diagrama rocha/condrito. (b) Diagrama do
tipo “spider” rocha/manto primitivo. Símbolos: anfibolitos
hidrotermalizados, ricos em allanita (triângulo lilás) e
anfibolitos granadíferos (semi-círculos azuis). (c) Diagrama
do tipo “spider” rocha/MORB. Todos relativos a anfibolitos
hidrotermalizados ricos em allanita (triângulos) e anfibolitos
granadíferos (semi-círculos).
cada pela ausência de afloramentos e pela escassez de
material nos testemunhos de sondagem. Os dados aqui
discutidos foram obtidos basicamente em amostras de
apófises desses granitóides.
Nos diagramas de discriminação de ambiente
geotectônico de formação (Pearce et al. 1984) os
granitóides do Alvo GT46 plotam no campo dos granitóides
sin-colisionais de arcos vulcânicos (figura 16d).
A assinatura de arco se repete no diagrama ternário
Hf-(Rb/10)-(Ta*3) (Figura 17a, Harris et al. 1986), no
qual as rochas graníticas do Alvo GT46 caem no campo
dos granitóides de arcos vulcânicos.
O spider-diagrama desses granitos, normalizado em
relação a MORB, mostra também características que
permitem compará-los com granitóides cálcio-alcalinos de
arcos continentais (figuras 17b). Vale a pena ressaltar a
anomalia negativa de Nb exibida por essas rochas, típica
de magmas gerados em ambientes de subducção. Diante
dessas evidências, tudo parece apontar para ambiente do
tipo arco para a geração dos granitóides do Alvo GT46.
No que diz respeito aos granitóides deformados, moderadamente a fortemente milonitizados, com o desenvolvimento de granada e sillimanita, presentes no Alvo
GT46, a questão que se coloca é quanto à relação de
118
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
( )
( )
( )
( )
( )
Figura 16 – Diagrama das rochas graníticas do Alvo GT46. (a) TAS (Total de álcalis versus SiO2). (b) Peacock (1931). (c)
AFM. (d) Pearce et al. (1984), Rb versus (Y+Nb). (e) Pearce et al. (1984), Nb versus Y. Símbolos: Granitos róseos (em preto),
granitóides cinzentos (em cinza).
119
Geologia e Mineralizações de Fe-Cu-Au do Alvo GT46 (Igarapé Cinzento), Carajás
Figura 17 – (a) Rochas graníticas do Alvo GT46 no diagrama Hf-(Rb/10)-(Ta*3), proposto por Harris et al. (1986). (b)
Comparação do padrão desenvolvido pelas rochas graníticas do Alvo GT46 em diagrama do tipo spider normalizado em
relação ao MORB (em azul), com o padrão desenvolvido no mesmo diagrama por granitóides e rochas vulcânicas cálcioalcalinas de diferentes segmentos da Cadeia Andina (Winter, 2001). Siglas: NVZ (Northern Volcanic Zone), CVZ (Central
Volcanic Zone), SVZ (Southern Volcanic Zone). (c) Diagrama rocha/condrito comparativo do padrão de ETR dos granitos
róseos (círculos) e dos granitóides granadíferos (losangos). (d) Diagrama do tipo “spider”, normalizado em relação a MORB,
incluindo os granitóides granadíferos (losangos) e os demais granitóides do Alvo GT46. Observar que todos descrevem o
mesmo padrão.
co-geneticidade dessas rochas com os demais granitóides da área.
Com o objetivo de responder essa questão, foram construídos alguns diagramas litogeoquímicos (figuras 17c e
17d), cujos padrões revelam forte similaridade entre essas rochas e os demais granitóides, permitindo que se conclua que os granitóides granadíferos com sillimanita possam ser decorrentes de transformações metamórfico-deformacionais dos granitóides cinzentos e róseos.
Diques Máficos
Como descrito na seção de Petrografia, vários diques
máficos, isotrópicos (não afetados pela deformação) foram observados, cortando as diferentes rochas do Alvo
GT46. Essas rochas exibem, comumente, textura
porfirítica e mais raramente glomeroporfirítica, com cristais de Ca-plagioclásio, imersos em massa afanítica de
fundo, de composição basáltica. Observou-se ao microscópio que a massa de fundo encontra-se hidrotermalmente
120
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Figura 18 – (a) Diques máficos do Alvo GT46 no diagrama
TAS (Total de álcalis versus sílica) com a curva proposta por
Irvine e Baragar (1971). (b) Diques máficos do Alvo GT46
no diagrama Nb/Y versus Zr/(TiO 2*0.001). (c) Amostras
de diques máficos do Alvo GT46 no diagrama AFM (Kuno
1968).
transformada, com geração de clorita e epidoto a partir
de piroxênio e saussuritização leve dos fenocristais de
plagioclásio.
Devido à presença constante de fenocristais, optouse pelas amostras de natureza mais afanítica, pobres em
fenocristais, e pelas amostras das bordas resfriadas dos
diques, para fins de estudos litogeoquímicos. As análises
químicas de rocha total revelaram magma-fonte de natureza sub-alcalina (figuras 18a e 18b) e assinatura toleítica
(Figura 18c).
Do ponto de vista da ambiência geotectônica de formação, as evidências são favoráveis a magmatismo basáltico
de ambiente intra-placa continental, a exemplo de:
• padrão de ETR, normalizado a condrito, extremamente similar aos de diques basálticos de ambientes intraplaca continentais de outras partes do mundo (figura 19);
• padrão no diagrama do tipo spider, normalizado em
relação a MORB (figura 20), igualmente similar
aos padrões obtidos em outros basaltos de ambiente intraplaca continental;
• plote no campo WPB (within plate basalts) no
diagrama binário Zr versus Zr/Ti e nos diagramas
ternários Zr/4 × (2Nb) × Y e Zr × (Ti/100) × 3Y, tal
como exemplificado nas figuras 21a e 21b.
A geração desses diques parece ter sido o último evento
magmático da região, posterior à geração e deformação
da seqüência metavulcano-sedimentar e, também, à geração e colocação dos granitóides. São, portanto, as rochas intrusivas mais jovens encontradas na Província
Carajás, normalmente encaixadas em fraturas de direção
NS. A idade de intrusões similares e provavelmente cronocorrelatas, foi determinada pelo método Rb-Sr, tendo sido
obtida a idade de 553±32 Ma (Cordani et al., 1984).
121
Geologia e Mineralizações de Fe-Cu-Au do Alvo GT46 (Igarapé Cinzento), Carajás
(a)
(c)
(b)
(d)
Figura 19 – Padrão rocha/condrito dos diques máficos do
Alvo GT46 (a), comparado ao padrão de rochas similares em
outras partes do mundo (b). Fonte da figura 63b: Winter
(2001).
Figura 20 – Padrão definido pelos diques máficos do Alvo GT46,
no diagrama do tipo spider normalizado em relação a MORB
(a), comparado ao padrão obtido em rochas similares de outras partes do mundo (b). Fonte da figura 64b: Winter (2001).
Figura 21 – (a) Diques máficos do Alvo GT46 no campo dos basaltos de ambientes intraplacas, no diagrama Zr versus Zr/Y
(Pearce e Norry 1979). (b) Diques máficos do Alvo GT46 no campo dos basaltos de ambientes intraplacas, no diagrama
ternário Zr – (Ti/100) – Zr/Y, proposto por Pearce e Cann (1973).
122
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Química Mineral
Com base nos estudos petrográficos, foram
selecionadas amostras para análises de química mineral, visando o melhor entendimento das transformações
metamórfico-hidrotermais e, eventualmente, a definição das condições de T e P atuantes durante o
metamorfismo.
As análises foram realizadas no Laboratório de
Microssonda Eletrônica da Universidade de São Paulo,
utilizando equipamento de fabricação JEOL. Durante
as análises foi utilizada aceleração de 15 kV, a corrente foi mantida em 20 nA e o diâmetro do feixe foi
l µm para todos os minerais, com exceção de
plagioclásio, para o qual utilizou-se feixe com diâmetro de 5 µm e tempo de exposição de 10 s. A calibragem
foi feita utilizando-se padrões tanto naturais quanto
sintéticos.
Os minerais analisados foram: anfibólio, plagioclásio,
mica (biotita), granada, turmalina, espinélio (magnetita),
allanita e clinopiroxênio.
Considerando a classificação de Leake et al. (1997),
os anfibólios das rochas menos hidrotermalizadas pertencem ao grupo dos anfibólios cálcicos, enquanto aqueles
dos hidrotermalitos pertencem ao grupo Mg-Fe-Mn-Li,
como ilustrado a seguir (Figura 22).
Considerando a atual nomenclatura de anfibólios
(Leake et al. 1997), os anfibólios cálcicos, monoclínicos,
possuem as seguintes características gerais: (Ca + Na)B
≥ 1,0; 1,5 ≥ NaB ≥ 0,50; CaB ≥ 1,50. Nos anfibolitos do
Alvo GT46 foram encontrados dois grupos de anfibólios
cálcicos: (a) um grupo em que CaB ≥ 1,50; (Na + K)A <
0,50; CaA < 0,50 (figuras 23 e 24); (b) outro grupo no
qual CaB ≥ 1,50; (Na + K)A ≥ 0,50; Ti < 0,50 (figuras 25
e 26). Ao primeiro grupo pertencem Fe-tschermakita,
Fe-hornblenda, Mg-hornblenda, Fe-actinolita e actinolita.
No segundo grupo estão Fe-edenita e Fe-pargasita. Na
Tabela 1 os anfibólios presentes nas rochas do Alvo GT46
estão agrupados de acordo com essa nova nomenclatura.
Química Mineral de Anfibólios
Na Tabela 1 encontram-se os valores da composição química obtida para os anfibólios presentes nas rochas anfibolíticas do Alvo GT46. A fórmula padrão dos
anfibólios AB2VIC5IVT8O22(OH)2 foi calculada com base
em 23 átomos de O, considerando que os halógenos
não foram quantificados na análise. Quanto ao ferro, o
cálculo da quantidade catiônica de Fe 3+ foi feito adotando-se a média dos cálculos de ferro férrico mínimo
(15eNK) e máximo (13CNK), tal como proposto por
Schumacher (1991).
No estudo petrográfico observou-se que nas rochas
plutônicas e vulcânicas menos hidrotermalizadas e com
texturas reliquiares, os anfibólios são de cor verde a
verde-azulada. Em geral os núcleos são mais verdes a
as bordas com tonalidade verde azulada. Esses
anfibólios foram descritos petrograficamente como do
tipo hornblenda (os núcleos) e como actinolita/ferroactinolita (as bordas).
Nas rochas onde o grau de transformação hidrotermal
foi mais intenso (hidrotermalitos), os anfibólios são drasticamente distintos, em geral de coloração verde clara a
incolor, por vezes com maclas polissintéticas de geminação,
ou seja, com feições típicas de Fe-anfibólios do tipo
grunerita-cummingtonita.
As análises de química mineral confirmaram e detalharam as observações petrográficas, tendo sido individualizados dois grupos distintos de anfibólios, de acordo
com a natureza da rocha portadora.
Figura 22 – Diagrama (Na + Ca)B vs. Na (B) discriminante
dos quatro grandes grupos de anfibólios (Leake 1978).
Anfibólios cálcicos em azul e do tipo Fe-Mg-Mn-Li em
magenta.
Tabela 1 – Diferentes grupos de anfibólios cálcicos encontrados nas rochas do Alvo GT46.
123
Anfibólios Cálcicos do Grupo 1
Fe-Tschermakita
Fe-Hornblenda
Actinolita
Mg-Hornblenda
Fe-Actinolita
Anfibólios Cálcicos do Grupo 2
Fe-Edenita
Fe-Pargasita
Geologia e Mineralizações de Fe-Cu-Au do Alvo GT46 (Igarapé Cinzento), Carajás
Figura 23 – Diagrama classificatório de anfibólios cálcicos com (Ca + Na)B ≥ 1,0; 1,50 > NaB > 0,50; CaB ≥ 1,50 (Leake et
al. 1997).
Figura 24 – Anfibólios dos anfibolitos do Alvo GT46 no diagrama classificatório de Leake et al. (1997). Núcleos em azul e
bordas em magenta.
Figura 25 – Diagrama de Leake et al. (1997) classificatório de anfibólios cálcicos com CaB ≥ 1,5; (Na + K)A ≥ 0,50; Ti <0,50.
Vale à pena observar que a composição dos núcleos varia entre Mg e Fe-hornblendas e que as bordas são predominantemente actinolíticas e Feactinolíticas.
Nas rochas anfibolíticas mais intensamente afetadas pela ação de fluidos hidrotermais (hidrotermalitos),
os anfibólios (conforme descrito na seção de
Petrografia) são distintos em relação aos anfibólios dos
anfibolitos comuns da área, mostrando-se em geral incolores a verde claros, com maclas de geminação e
aspecto fibroso. A química mineral revelou que esses
minerais pertencem ao grupo dos Mg-Fe-Mn-Li
anfibólios e que têm composição cummingtonítica (figuras 27 e 28).
124
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Figura 26 – Anfibólios cálcicos do grupo 2, presentes nas
rochas anfibolíticas do Alvo GT46. Núcleos em azul e bordas
em magenta.
O crescimento de Fe-anfibólios nas bordas dos
anfibólios cálcicos é mais uma das evidências de que esses anfibolitos sofreram aporte de fluidos ricos em ferro
(metassomatismo férrico). É justamente nesses anfibolitos
ricos em cummingtonita que se encontram as maiores
concentrações de magnetita.
A interação das rochas com os fluidos hidrotermais
tardios (pós-metamórficos), parece ter sido também responsável pela transformação das bordas dos anfibólios
do tipo hornblenda em anfibólios de mais baixas condições de P e T (anfibólios actinolíticos), além do desenvolvimento de clorita e de epidoto nas rochas, ou seja, do
desenvolvimento de paragêneses da fácies xisto verde
superimpostas a paragêneses da fácies anfibolito. Essas
transformações podem ser exemplificadas pela reação
abaixo:
Figura 27. Diagrama de Leake et al. (1997) classificatório
de ferro anfibólios, pertencentes ao Grupo Mg-Fe-Mn-Li (Ca
+ NaB) < 1,0; (Mg, Fe2+, Mn, Mi)B ≥ 0; Li < 1,0.
Figura 28. Ferro – anfibólios monoclínicos, presentes em
bordas de anfibólios cálcicos de anfibolitos fortemente
hidrotermalizados do Alvo GT46.
25Ca2MF3Al4Si6O22(OH)2 + 44H2O ó
hornblenda tschermakítica
fluido
Ca2MF5Si8O22(OH)2 + 7MF10Al4Si6O20(OH)16 + 28SiO3 + 22Ca2Al3Si3O12(OH)
actinolita
clorita
quartzo
Uma das evidências mais convincentes de que as
bordas dos anfibólios foram re-equilibradas em condições de P e T mais baixas é o comportamento observado no diagrama Al4 versus (Na+K)A (Figura 29). Considerando que os conteúdos de Al Total quanto de Al4
dos anfibólios aumentam com a elevação das condições
de temperatura e pressão durante o metamorfismo
(Kostyuk e Sobolev, 1969) e que (Na+K) na posição A
(álcalis edeníticos) também aumentam com o grau
metamórfico (Engel e Engel, 1962; Kostyuk e Sobolev,
1969; Bard, 1970), o comportamento dos núcleos e bordas dos anfibólios do Alvo GT46, observado na Figura
29, associado à presença de clorita e epidoto nas rochas, pode ser interpretado como evidência de re-equilíbrio dessas rochas para a fácies xisto verde em resposta à interação com fluidos mais frios.
Al-epidoto
Figura 29 – Variação de Al4 versus (Na + K)A nos anfibólios
cálcicos de rochas anfibolíticas do Alvo GT46. Núcleos (azul);
bordas (magenta).
125
Geologia e Mineralizações de Fe-Cu-Au do Alvo GT46 (Igarapé Cinzento), Carajás
Observadas as razões Al4 versus (Na+K)A dos
anfibólios, fica claro que os núcleos dos anfibólios cálcicos
se formaram em condições mais elevadas de P e T, quando comparados aos anfibólios cálcicos presentes nas bordas. Esse fato parece sinalizar com a existência de duas
gerações de anfibólios nas rochas anfibolíticas do Alvo
GT46: (i) anfibólios exclusivamente cálcicos de primeira
geração, atualmente nos núcleos, gerados em regimes de
mais altas condições de T; e (ii) anfibólios de segunda
geração, pertencentes ao grupo dos anfibólios cálcicos e
também ao grupo dos Fe-Mg-Mn-Li anfibólios, formando
grãos individualizados ou desenvolvidos nas bordas dos
Ca-anfibólios, claramente substituindo-os. Esses anfibólios
de segunda geração parecem ter sido formados em resposta à interação dos anfibólios de primeira geração com
fluidos hidrotermais tardios.
De acordo com Leake (1965), a razão Al 4 /
(Al6+Ti+Fe3+) reflete as condições de pressão nas quais os
anfibólios foram gerados. De acordo com esse princípio,
os anfibólios do Alvo GT46, tanto os de primeira geração
quanto os de segunda geração cristalizaram em condições
de pressão baixa a moderada, inferior a 4 kb (Figura 30).
Em resumo, os anfibólios dos anfibolitos do Alvo GT46
possuem teores significativos de cloro e de flúor, apontando para fluidos hidrotermais de alta salinidade. Os núcleos dos anfibólios cálcicos analisados mostraram composições variando entre ferro-tschermakita, ferrohornblenda e ferro-pargasita, enquanto as bordas mostraram composições variando entre Fe-edenita, actinolita
e Fe-actinolita.
Os anfibólios do grupo Mg-Fe-Mn, presentes nos
hidrotermalitos, são de composição cummingtonítica e nas
formações ferríferas são gruneríticos.
Química Mineral Feldspatos
A análise de plagioclásio das rochas máficas que foram menos afetadas pela ação dos fluidos hidrotermais
revela composições variando de andesina An33Ab66Or1.0
(na porção central dos grãos) a oligoclásio
An15.8Ab83.8Or0.4 (nas bordas) (Figura 31).
Nos hidrotermalitos, observa-se o desenvolvimento de
albita límpida An6.6Ab92.6Or0.8 nas bordas dos grãos. Nos
diques de diabásio, o plagioclásio é de composição cálcica,
labradorítico, com teores de anortita variando muito pouco em torno de 66% e teores de albita variando em torno
de 34%.
Como descrito na Petrografia, nas rochas em que
houve aporte de fluidos metassomáticos, ricos em potássio, observou-se a presença de feldspato alcalino, rico
em molécula de ortoclásio, conforme representado na
Figura 31.
Figura 30 – Variação de Al4 versus (Al6+Ti+Fe3) mostrando
que os anfibólios foram gerados sob regime de baixa pressão
Figura 31 – Diagrama Ab-Or-Na mostrando as variações
composicionais dos diferentes feldspatos presentes nas rochas do Alvo GT46.
Química Mineral Granada
Foram analisadas grãos de granada presentes nos
anfibolitos, nos veios de quartzo mineralizados e nos granitos. Os resultados foram muito homogêneos, com a granada em geral muito rica em moléculas de almandina
(90,85 a 80,60 mol%) e pobre em moléculas de grossulária
(0,5 a 5,5 mol%), piropo (2,2 a 9,6 mol%) e espessartina
(1,9 a 10,8 mol%).
As razões Fe/Mg da granada são muito distintas (Tabela 2). O pequeno espectro de variação observado em
granada dos veios e dos granitos revela sistema essencialmente dominado pelo fluido. Entretanto, em granada
dos anfibolitos observa-se largo espectro de variação da
razão, apontando para sistema controlado pela rocha.
126
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Essas granadas são em geral muito pobres em cálcio
e, apesar dos valores serem em geral baixos, observa-se
que os núcleos são levemente mais ricos em cálcio e mais
pobres em magnésio, em relação às bordas (Figura 32),
revelando essas granadas foram geradas sob temperaturas inferiores a 650oC.
Tabela 2 – Variação da razão Fe:Mg em granada de
anfibolitos, granitos e veios de quartzo.
Química Mineral de Clinopiroxênio
Tipo de Rocha
Razão Fe:Mg
Anfibolitos
Granitos
Veios de quartzo
25,4 a 35,8
14,2 a 17,3
9,2 a 10,3
Análises de química mineral foram realizadas em
clinopiroxênio presente nos diques máficos tardios, não
deformados, de composição basáltica. O resultado corrobora a identificação petrográfica, tendo sido revelada
composição augítica, conforme ilustrado no diagrama
ternário da Figura 33.
Outros Minerais Presentes nas Rochas do Alvo GT46
Os estudos de química mineral lograram também identificar alguns minerais-traço em amostras do Alvo GT46,
os quais não foram adequadamente visualizados no estudo petrográfico, com destaque para:
• parisita Ca(Nd, Ce, La)2(CO3)3F2
• xenotima (YPO4)
• thorita (Th, U)SiO4
• larsenita (PbZnSiO4)
• cassiterita (SnO2)
Figura 32 – Diagrama XMg versus XCa em granada mostrando
que os núcleos (em azul) são mais ricos em Ca e mais pobres
em Mg que as bordas (em magenta)
Metamorfismo
As observações macroscópicas e o estudo petrográfico
e de química mineral sinalizam com um evento
metamórfico principal, de natureza dinamotermal, tendo
afetado a seqüência plutono-vulcano-sedimentar no Alvo
GT46. Esse evento teria sido responsável pelas transformações mineralógicas e texturais das rochas máficas e
dos sedimentos vulcano-exalativos, com a geração de
paragêneses metamórficas da fácies anfibolito
(anfibólio+Ca-plagioclásio nas rochas de natureza
gabróica/basáltica e quartzo+grunerita nas formações
ferríferas). Concomitantemente a esse evento, teriam sido
desenvolvidas estruturas (fabric) xistosas e gnáissicas
hoje observadas nas rochas, com a predominância de texturas granonematoblásticas. A deformação não foi homogênea, tendo em vista a preservação de zonas não
deformadas, com texturas relíquias dos protólitos ígneos.
O desenvolvimento de porfiroblastos de granada nas
rochas anfibolíticas, nas proximidades das apófises de
rochas graníticas, permite supor que o crescimento desses cristais se deu em função do aporte de calor e da
movimentação da intrusão das massas graníticas. Essa
hipótese é corroborada pelas feições texturais observadas em granada, as quais apontam para crescimento
sintectônico, ou seja, o metamorfismo ocorreu
Figura 33 – Piroxênio de diques máficos do Alvo GT46, no
diagrama ternário classificatório com base nos percentuais
de En, Wo e Fs.
concomitantemente à deformação e à colocação de massas graníticas na seqüência plutono-vulcano-sedimentar.
Com o objetivo de quantificar as condições de temperatura que atuaram nesse evento metamórfico, foram utilizados dois pares geotermométricos: o par anfibólioplagioclásio, e o par anfibólio-granada.
127
Geologia e Mineralizações de Fe-Cu-Au do Alvo GT46 (Igarapé Cinzento), Carajás
O geotermômetro anfibólio-plagioclásio (Blundy e
Holland 1990, Holland e Blundy 1994), tem como base o
conteúdo de Al4 de anfibólios cálcicos coexistentes com
plagioclásio em rochas saturadas em sílica, visto que, tanto em sistemas naturais quanto experimentais, o conteúdo de Al dos anfibólios varia significativamente com a
temperatura.
O uso do geotermômetro nas rochas do Alvo GT46 foi
feito tomando por base os núcleos dos anfibólios cálcicos
(representantes do primeiro e principal evento
metamórfico) e o núcleo do plagioclásio. Os resultados
obtidos pelo método geotermométrico revelaram temperaturas variando entre 513º e 530ºC, ou seja, temperaturas da fácies anfibolito de metamorfismo. Como
discutido na seção de Química Mineral, a relação Al4
versus (Al6+Fe3+Ti) aponta para condições de pressão inferiores a 4 kb atuantes durante o evento
metamórfico,.
Outro geotermômetro usado foi o proposto por
Graham e Powell (1984), com base no par anfibóliogranada. Este geotermômetro baseia-se nas reações de
troca de Fe e Mg entre granada e anfibólio através da
seguinte relação:
onde KD é calculado a partir dos parâmetros XMg e XFe
da granada e do anfibólio, respectivamente, através da
razão:
O uso do geotermômetro nos anfibolitos granadíferos
do Alvo GT46 se justifica com base na observação de
que a granada cresceu durante o evento metamórfico
principal (sin-deformacional), concomitantemente aos
anfibólios cálcicos. Os cálculos efetuados revelam temperaturas da ordem 520ºC, ou seja, temperaturas da fácies
anfibolito de metamorfismo, muito similares às encontradas com base no geotermômetro de Holland e Blundy
(1994).
Além do evento metamórfico principal, aqui denominado de M1, observa-se, por meio dos estudos
petrográficos, a existência de um segundo evento transformador da mineralogia das rochas, de natureza essencialmente metamórfico-metassomática. O segundo evento
(M2) atingiu as rochas do Alvo GT46 de forma heterogênea, tendo sido mais intenso nas rochas previamente
cisalhadas e, consequentemente, mais susceptíveis à
interação fluido-rocha.
As principais transformações nas rochas decorrentes
desse evento são:
• substituição parcial a total de anfibólio por biotita;
• substituição parcial a total de plagioclásio por Kfeldspato;
• desenvolvimento de K-feldspato intersticial;
• lixiviação de cálcio de plagioclásio;
• aporte de ferro, com desenvolvimento de Feanfibólios;
• aporte de ETRL, evidenciado pelo desenvolvimento de mineralogia acessória, com destaque para a
presença marcante de allanita;
• entrada de boro no sistema, evidenciada pelo desenvolvimento de cristais de turmalina do tipo
chorlita.
O metassomatismo de ferro teve como conseqüência
a geração de Ca-anfibólios ricos em ferro (Fe-hornblenda,
Fe-tschermakita, Fe-edenita) e também de anfibólio do
grupo Fe-Mg-Mn-Li (cummingtonita), além do desenvolvimento expressivo de magnetita nas rochas anfibolíticas,
principalmente nas mais fortemente hidrotermalizadas, e
da geração de veios e bolsões de quartzo-magnetita.
As relações texturais rocha-minério nas amostras
mineralizadas não deixam dúvidas de que a mineralização
foi trazida por esse fluido sendo, portanto, sua geração
posterior ao evento metamórfico dinamotermal. A associação do minério com os anfibolitos ricos em Feanfibólios, em silicatos ricos em K (principalmente biotita)
e em minerais acessórios ricos em ETRL (allanita) revela
que os fluidos responsáveis pelo metasomatismo ferropotássico foram também responsáveis pela mineralização
formada pela associação de sulfetos de cobre, óxidos de
ferro e ouro (Cu-Fe-Au).
Mineralização
A observação de vários testemunhos de sondagem
mineralizados do Alvo GT46, não deixa dúvidas quanto à
associação intrínseca do minério com zonas de deformação rúptil-dúctil nas rochas anfibolíticas e de deformação
rúptil a rúptil-dúctil nas rochas graníticas. A maior parte
da mineralização se encontra em anfibolitos fortemente
orientados, seja com textura granonematoblástica impressa
pelos cristais de anfibólio, seja com textura
granolepidoblástica impressa pelo desenvolvimento expressivo de biotita, às vezes constituindo o mineral essencial
da encaixante imediata da mineralização.
O minério ocorre quase sempre em morfologia
venular (figuras 34a e b) nos anfibolitos foliados e a sua
concentração aumenta à medida que o anfibolito (com
ou sem granada) se transforma, por ação dos fluidos
hidrotermais, em rocha rica em biotita + Fe-anfibólio
(cummingtonita) + magnetita ± K-feldspato ± allanita ±
128
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
turmalina. Nas rochas altamente hidrotermalizadas
(hidrotermalitos), o minério aparece preenchendo os planos de foliação da rocha, freqüentemente acompanhado de veios de quartzo (figuras 34c e d), e penetrando os
planos de clivagem dos cristais de anfibólio (Figura 35a).
O minério ocorre também maciço, associado a uma massa de magnetita na qual o sulfeto forma vênulas e bolsões
(Figura 35b). Essas zonas onde a magnetita se encontra
concentrada de forma anômala, associada a sulfetos, só
são encontradas nos anfibolitos foliados e fortemente
hidrotermalizados. De maneira geral, os anfibolitos com
textura relíquia não se encontram mineralizados.
Além dos anfibolitos, os granitos róseos estão também por vezes mineralizados, com finas vênulas de sulfetos
de cobre (figuras 35c e d).
Figura 34 – (a) Vênulas de sulfetos de cobre (predomínio de calcopirita) na rocha anfibolítica. (b) Vênulas de quartzo e
sulfetos de cobre, com magnetita associada, na rocha anfibolítica fortemente hidrotermalizada. (c) Veio de quartzo com
sulfetos de cobre associados na rocha anfibolítica. (d) Veio de quartzo mineralizado na rocha anfibolítica granadífera. Notar
a presença de ‘ilhas de anfibolito granadífero’ em meio à massa quartzosa
A mineralogia do minério consiste em calcopirita (sulfeto predominante), bornita e, secundariamente, covelita
e calcocita. Os sulfetos estão constantemente acompanhados de magnetita, em grãos anédricos, subédricos e
raramente euédricos, de tamanho fino a médio. As relações texturais entre magnetita e sulfetos mostram, claramente, que magnetita é a fase mais precoce, tendo sido
posteriormente envolvida pelos sulfetos. É comum a pre-
sença de “ilhas” de magnetita em meio à massa sulfetada
(Figura 36a).
Os sulfetos ocorrem nos interstícios da trama silicática, preenchendo planos de foliação e também invadindo
planos de clivagem de anfibólio e mica.
Entre os sulfetos, as relações texturais apontam calcopirita como a fase precoce, sucedida por bornita e, posteriormente, por calcocita e covelita (figuras 36b a d).
129
Geologia e Mineralizações de Fe-Cu-Au do Alvo GT46 (Igarapé Cinzento), Carajás
(b)
(a)
Figura 35 – (a) Fotomicrografia mostrando calcopirita invadindo os planos de clivagem de anfibólio. Luz refletida, 250×.
(b) Minério maciço, constituído por massa de magnetita com vênulas e bolsões de sulfetos de cobre. (c) Veio de magnetita com
sulfeto de cobre no granito róseo (d) Veio de sulfeto de cobre, com magnetita subordinada, em granito róseo.
Traços de sulfeto de molibdênio (molibdenita) são
observados nas rochas anfibolíticas foliadas, estirado nos
planos de foliação da rocha, sugerindo que seja anterior
ou concomitante à deformação. Molibdenita ocorre também formando pequenas massas irregulares no anfibolito
e na própria rocha granítica. A presença de molibdenita,
sob a forma pequenas massas na rocha anfibolítica, está
intrinsecamente relacionada à proximidade de injeções
pegmatíticas de composição granítica (Figura 37), sugerindo que o pegmatito tenha trazido o sulfeto para as encaixantes.
As relações texturais do minério com as rochas
encaixantes apontam para colocação pós-metamórfica da
mineralização. O fluido portador do minério teria aproveitado canais pré-existentes de percolação (zonas mais
intensamente cisalhadas) e, dessa forma, estaria explicada
a associação espacial que se observa: minério + rochas
anfibolíticas fortemente orientadas ou minério + planos
de fraturamento em rochas graníticas.
Estudo de Inclusões Fluidas
Visando definir a natureza da fonte dos fluidos que
transportaram as mineralizações de Cu-Fe-Au do Alvo
GT46, foram selecionadas algumas amostras representativas das diferentes situações observadas nos testemunhos de sondagem mineralizados do Alvo GT46. As análises de IF foram realizadas pelo Dr. Kazuo Fuzikawa e
colaboradores, no Laboratório de Inclusões Fluidas do
Centro de Desenvolvimento de Tecnologia Nuclear
(CDTN), em Belo Horizonte.
As amostras coletadas representam:
• veios de quartzo diretamente relacionados aos granitos;
• veios de quartzo da zona granítica pegmatoidal;
• veios de quartzo mineralizados, encaixados nos
anfibolitos próximo ao contacto com granitos;
• veios de quartzo mineralizados, ricos em magnetita;
• amostras da zona externa ao minério onde apare-
130
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Figura 36 – (a) Ilhas de magnetita circundadas por sulfetos de cobre. (b) Bornita cortando calcopirita. (c) Bornita envolvendo magnetita. (d) Fino veio de covelita cortando bornita. Fotos em luz refletida, com aumento de 250×.
cem bolsões de quartzo englobando granada e
anfibólio;
• veios de quartzo com biotita e sulfetos; e
• amostras da zona de brechação hidrotermal.
O estudo do material mostrou uma população variada
de inclusões fluidas que, em função do número de fases
presentes, puderam ser agrupadas em 5 tipos diferentes,
cujas características são descritas a seguir.
Tipo 1: São IF monofásicas, escuras, com relevo pronunciado, alongadas ou não, de contornos arredondados,
freqüentemente, em distribuição planar (Figura 38a). As
maiores podem ultrapassar 10 µm, porém a maioria se
encontra em tamanhos menores que essa dimensão. Ocorrem também IF monofásicas claras, de aspecto sujo, com
relevo baixo, de contornos e formas irregulares (amostras 01 e 60), com dimensões que podem atingir várias
dezenas de µm.
Tipo 2: São IF bifásicas, constituídas por líquido e vapor, alongadas, amendoadas ou circulares (as de menor
tamanho), contornos regulares a irregulares, retos ou arredondados, podendo mostrar distribuição alinhada. A fase
de vapor representa de 5 a 10% da superfície da inclu-
131
Geologia e Mineralizações de Fe-Cu-Au do Alvo GT46 (Igarapé Cinzento), Carajás
Microtermometria e Composição das Inclusões
Fluidas
Figura 37 – Pequenas massas de molibdenita na rocha
anfibolítica, nas proximidades do contato com veio
pegmatítico granítico.
são. As inclusões maiores atingem tamanhos em torno de
10 µm. A maioria, no entanto, possui tamanho abaixo desse valor (Figura 38b). Ocorrem também IF bifásicas escuras no mesmo alinhamento das do tipo 1.
Tipo 3: São IF trifásicas, constituídas por líquido, vapor e sólido, que mostram quase sempre hábito cúbico ou
de prisma de secção quadrada. Possuem formatos circulares a alongados ou mesmo poligonais. Os contornos são
regulares, muitas vezes retos. A fase de vapor representa cerca de 5% da superfície da inclusão e a fase sólida
pode atingir 10%. As inclusões maiores podem ultrapassar 10 µm enquanto a maioria situa-se abaixo dessa dimensão (Figura 38c).
Tipo 4: São IF polifásicas, constituídas por líquido, vapor e duas a três fases sólidas. Estas são constituídas,
geralmente por dois cubos de tamanhos diferentes e um
prisma menor. O prisma pode apresentar forte
birefringência. As formas das inclusões são, geralmente,
alongadas, embora possam ter formas eqüidimensionais
ou mesmo poligonais. Os contornos são regulares, muitas
vezes retos. A fase de vapor representa cerca de 10% da
superfície da inclusão, enquanto a área total das fases
sólidas é muito variável, situando-se em faixa de 20 a
60%. Os tamanhos podem atingir 15 µm, embora haja
predominância das que se situam em torno de 10 µm ou
menores (Figura 38d).
Tipo 5: São IF trifásicas, todas fluidas (Figura 38e).
São inclusões tipicamente aquo-carbônicas. Às vezes
podem conter fase(s) sólida(s). As formas variam de
alongadas a eqüidimensionais com contornos arredondados a irregulares. A fase carbônica pode variar de 5 a
80% da área da inclusão. Os tamanhos maiores se situam em torno de 10 µm, embora a maioria das inclusões
seja menor.
As IF monofásicas escuras (tipo 1) contêm CO­2 em
estado supercrítico, uma vez que, com o resfriamento,
ocorre a nucleação da fase de vapor, a qual se torna homogênea novamente a partir de 3ºC. As temperaturas de
homogeneização do CO2 (Th CO2) espalham-se em larga
faixa que vai desde 3ºC até, praticamente, a temperatura
crítica do CO2 (+31,1ºC). Os valores acima da temperatura ambiente (~25ºC) correspondem às IF bifásicas escuras (tipo 2), conforme ilustrado no histograma da Figura 39a.
A dispersão de valores das IF dos tipos 1 e 2
coexistentes aponta para inclusões fluidas que sofreram
modificações posteriores à sua geração. Assim sendo, só a
densidade indicada pelas T mais baixas é significativa, que
nesse caso é de 0,90 g/cm3 (ThCO2 = +5,0ºC). A isócora
correspondente (Roedder, 1984) para a T de 340ºC (o
máximo de aquecimento para as inclusões polifásicas tipo
4, sem que tivesse sido alcançada a homogeneização total)
indica pressão de 2,5 kb. Esses são os valores mínimos de
P e T aos quais essas rochas estiveram submetidas.
O ponto triplo da fase carbônica (temperatura de fusão do CO2–TfCO2) forneceu valores muito próximos de
–57ºC, confirmando que essa fase de CO2 é praticamente pura, o que permite o uso direto de seus diagramas.
No entanto, há de se considerar que não existem evidências claras de que as IF carbônicas (tipos 1 e 2 escuras) e as IF polifásicas (tipo 4) sejam contemporâneas,
embora ocorram algumas IF do tipo 4 que contêm CO2.
As IF monofásicas claras são aquosas, nitidamente,
posteriores e foram aprisionadas muito tardiamente, conforme apontam as seguintes características: são
monofásicas, com tamanhos maiores que as maiores dos
demais tipos, com contornos irregulares e com distribuição planar.
As IF bifásicas (tipo 2) são, provavelmente, fluidos
aprisionados em etapa tardia. Parecem representar mistura de IF, contendo fluidos aquosos dessa etapa, com IF
modificadas contendo fluidos mais precoces e também
modificadas por fluidos posteriores. Essa interpretação é
que permite explicar a ampla dispersão dos valores das
temperaturas de fusão do gelo (Tfgêlo), desde 0 até –30ºC,
encontradas no histograma da amostra 60. Esses valores
indicam desde água pura até salmouras com teores de
NaCl equivalente muito acima de 20% em peso e também a presença de outros íons além de Na+. A estreita
faixa de dispersão da maioria das medidas das temperaturas de homogeneização (Th), entre 150º e 190ºC, permite supor que o processo de mistura e modificação das
IF bifásicas tenha ocorrido em condições, relativamente,
132
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
(a)
(b)
(d)
(c)
(e)
Figura 38 – (a) Morfologia e distribuição das inclusões
fluidas do tipo 1. (b) Tipo 2. (c) Tipo 3. (d) Tipo 4. (e) Tipo 5.
estáveis de T e P, conforme ilustra o histograma da Figura 39b.
As IF do tipo 3 indicam solução aquosa supersaturada,
com cerca de 35% em peso de NaCl (Roedder, 1984) e
constituem composição e Th intermediárias entre as IF
bifásicas (tipo 2) e as polifásicas (tipo 4), conforme ilustrado no histograma da Figura 39c.
As IF polifásicas (tipo 4) constituem um dos tipos presentes em todas as amostras e são as predominantes na
maioria delas. O comportamento dessas IF durante o
resfriamento indica que o cubo maior é de NaCl, uma vez
que forma dihidrato o qual se dissocia muito lentamente
até 0ºC. O cubo menor deve ser de KCl, uma vez que é o
primeiro a se dissolver durante o aquecimento. A terceira
133
Geologia e Mineralizações de Fe-Cu-Au do Alvo GT46 (Igarapé Cinzento), Carajás
fase sólida, geralmente alongada, permanece inalterada
tanto durante o resfriamento como no aquecimento. Pela
sua birrefringência poderia ser carbonato (Ca, Mg?) ou
cloreto. A primeira alternativa é reforçada pela presença
de carbonato na rocha hospedeira e também pela estabilidade durante a microtermometria (Figura 38d).
(a)
(b)
(c)
Figura 39 – (a) Histograma de freqüência das temperaturas
de homogeneização de CO2 (ThCO2) das inclusões fluidas do
tipo 1. (b) Histograma de freqüência das temperaturas de
fusão do gelo (Tfgelo) e temperaturas de homogeneização das
inclusões fluidas do tipo 2. (c) Histograma de freqüência das
temperaturas de homogeneização das inclusões fluidas do
tipo 3.
A grande freqüência dessas inclusões em todas
as amostras indica que os fluidos supersaturados
foram os predominantes em toda a área amostrada
(Tabela 3).
As IF aquo-carbônicas (tipo 5) apresentam CO2 com
as mesmas características microtermométricas das inclusões monofásicas escuras (tipo 1), conforme ilustrado na Figura 38e. Sempre que as IF tipo 5 ocorrem numa
amostra, as IF do tipo 1 também estão presentes. Essa
associação não parece constituir um grupamento independente, dando a impressão de que as IF aquocarbônicas foram formadas pela interação de CO2 sobre inclusões aquosas pré-existentes, tendo inclusive sido
observado uma inclusão polifásica (tipo 4) com CO2 e
algumas IF trifásicas (tipo 3) também com CO2. No
aquecimento, essas IF geralmente crepitam antes de
ocorrer homogeneização.
A freqüência e a distribuição desses tipos de inclusões
nas amostras estudadas apresentam-se resumidas na
Tabela 3. Algumas observações podem ser inferidas:
• As inclusões multifásicas (tipo 4), mais salinas, estão presentes em todas as amostras estudadas.
• Em sua maioria, as IF dos tipos 2 e 3 podem ser
resultantes de processos múltiplos de estrangulamento das IF do tipo 4. A evidência dessa interpretação pode ser concluída do histograma das tem-
peraturas de fusão do gelo (Figura 39b), com faixa
extremamente ampla de valores, indicando
salinidades de zero a >20% em peso de NaCl equivalente.
• As IF de CO2 (tipo1), contrariamente às polifásicas
(tipo 4), são quase sempre secundárias e sua existência sugere que um fluido carbônico tenha sido
introduzido mais tardiamente no sistema.
Um resumo dos dados microtermométricos pode ser
visto na Tabela 4.
Discussão
O estudo de inclusões fluidas, realizado em diferentes
veios de quartzo do Alvo GT46, com destaque para os
veios da zona mineralizada, revelou a existência de cinco
tipos de IF, com predominância de inclusões fluidas primárias, polifásicas (L+V+2 a 3 fases sólidas), cujas fases sólidas são cloretos de Na, K e talvez Mg e cujas
temperaturas de homogeneização são da ordem de 340ºC.
Além dessa, outras tipologias aparecem nos veios de
quartzo do Alvo GT46, a saber:
• inclusões trifásicas (L+V+S) com salinidade elevada (35% NaCl) e temperatura de homogenização
entre 200º e 300ºC;
134
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Tabela 3 – Freqüência e a distribuição dos diferentes tipos de inclusões obsevadas nas amostras estudadas do Alvo GT46.
Obs.: xx = tipos predominantes de IF.
• inclusões bifásicas aquosas, com salinidade variando desde zero até 20% de NaCl eq. peso, apontando para processos de mistura de fluidos;
• inclusões monofásicas claras, aquosas, tardias (pósdeformacionais); e
• inclusões monofásicas, escuras, tardias (pósdeformacionais), contendo exclusivamente CO2.
A população de inclusões fluidas é compatível com
associação de fluidos quentes e salinos, de derivação
granítica, os quais teriam sofrido mistura com fluidos frios, pouco salinos, de possível origem meteórica. Foi observado que, com o afastamento do foco da zona
mineralizada, as IF tornam-se mais diluídas, podendo esse
fato ser interpretado como evidência de participação cada
vez maior de fluidos não magmáticos com o afastamento
do foco principal de descarga hidrotermal.
Considerando que a maior parte das inclusões fluidas
estudadas está associada aos veios mineralizados, podese então relacionar a origem do minério aos fluidos de
derivação granítica.
A coexistência de dois tipos de IF, hipersalinas e as
ricas em CO2 (carbônicas), é um fator comum a vários
depósitos do tipo Fe-Cu-Au-REE descritos na literatura,
a exemplo de Candelária, no Chile (Ullrich e Clark, 1999),
Olympic Dam, Austrália (Conan-Davies, 1987) e vários
depósitos do distrito de Cloncurry, Austrália (Adshead et
al.,1998; Rotherdam et al., 1998; Perring et al.,1999,
2000; Baker, 1998).
A assinatura de IF nos depósitos acima listados tem
sido observada tanto em inclusões pré- quanto sinmineralização. Alguns autores atribuem essa coexistência a um processo de separação de CO 2 do fluido
hidrotermal original, cuja composição seria H2O-CO2-sais
(Ettner et al., 1993; Adshead et al., 1998).
A separação ocorreria, de acordo com Bowers e
Helgeson (1983) e Ettner et al. (1993), em resposta à
diminuição da pressão e da temperatura, durante a ascensão dos fluidos, provocando a migração de CO2 para
a fase vapor e dos sais para a fase líquida. Dessa forma,
seriam gerados dois grupos de IF nos minerais de alteração hidrotermal relacionados ao processo mineralizante,
a exemplo do que foi descrito nos veios analisados do
Alvo GT46.
135
Geologia e Mineralizações de Fe-Cu-Au do Alvo GT46 (Igarapé Cinzento), Carajás
Tabela 4 – Resumo do estudo de IF realizado em amostras da zona mineralizada do Alvo GT46
Geocronologia
Tomando por base as descrições de testemunhos de
sondagem, bem como os estudos petrográficos e
litogeoquímicos, foram selecionadas diferentes amostras
de rochas máficas e intermediárias (basaltos, basaltos
andesíticos, gabros e gabros dioríticos), de hidrotermalitos
(rochas mineralizadas e mais intensamente afetadas pelas transformações metassomáticas), do minério, dos diques máficos, bem como dos diversos tipos de granitos
presentes no Alvo GT46, para estudos geocronológicos.
Ao todo foram realizadas cinquenta e três determinações
Sm-Nd em rocha-total, duas determinações U-Pb em
zircão, quatro determinações Re-Os em molibdenita e duas
determinações Ar-Ar em biotita.
As análises pelos métodos Sm-Nd (rocha total e concentrado de minério) e U-Pb (em zircão e monazita), foram realizadas no Laboratório de Geocronologia da UnB,
enquanto as análises pelo método Re-Os em molibdenita
de granito róseo mineralizado e de anfibolitos, foram realizadas pela Dra. Holly Stein (Colorado State University,
EUA). As determinações com base no método Ar-Ar,
em biotita diretamente relacionada aos veios
mineralizados, foram realizadas na Universidade de
Brisbane, Austrália.
Os dados Sm-Nd RT obtidos em rochas basálticas e
gabróicas revelaram idade neoarqueana. As amostras alinharam-se em isócrona Sm-Nd de 2686 ± 87 Ma, com
εNd negativo (-1,8) e MSWD próximo a 1 (0,98), conforme pode ser visualizado na Figura 40a.
Assumindo-se que essas rochas teriam sido originadas em ambiente de tectônica de subducção, conforme
apontam os dados litogeoquímicos, os valores negativos
de εNd se justificam, seja pela possibilidade dessas rochas terem sido geradas a partir de manto
metassomatizado, seja pela possibilidade de contaminação crustal.
Igualmente neoarquenos, embora mais jovens que as
rochas máficas, são os granitóides róseos e cinzentos, os
quais se alinham ao longo de isócrona de 2.668 ± 100 Ma,
com εNd negativo (-2,2), conforme ilustrado na Figura
40b. Mais uma vez, os valores negativos de εNd estão
em consonância com os dados litogeoquímicos dos granitos (vide seção sobre Litogeoquímica), os quais revelam
assinatura geoquímica muito similar à de granitóides gerados em ambientes de arco vulcânico.
136
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
(a)
(b)
(c)
(d)
(e)
(f)
Figura 40 – Diagrama 147Sm/144Nd versus 143Nd/144Nd. (a) Para as rochas basálticas e gabróicas do Alvo GT46. (b) Para os
granitos cinzentos e róseos. (c) Para os granitos cinzentos e róseos (em vermelho) e os granadíferos (em preto). (d) Diagrama
206
Pb/238Pb versus 207Pb/235Pb obtido a partir da análise de monazita de granitóide cinzento. (e) Diagrama 147Sm/144Nd versus
143
Nd/144Nd no qual se vê os diferentes alinhamentos dos granitóides intrusivos no Alvo GT46 (em vermelho) e das amostras de
concentrado de minério (em azul). (f) Diagrama 147Sm/144Nd versus 143Nd/144Nd no qual se observa o alinhamento das amostras
de minério do Alvo GT46 (em azul) com os hidrotermalitos do depósito Salobo (em vermelho), compondo ‘errócrona’ de
1752±77 Ma. Todos os diagramas relativos ao Alvo GT46.
137
Geologia e Mineralizações de Fe-Cu-Au do Alvo GT46 (Igarapé Cinzento), Carajás
(a)
(b)
Figura 41 – (a e b) Idades 40Ar/39Ar de resfriamento de biotita de duas amostras oriundas dos halos de metassomatismo
potássico, diretamente associados às mineralizações sulfetadas do Alvo GT46.
138
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Tabela 5 – Relação das idades Re-Os obtidas em molibdenita do Alvo GT46.
Quanto aos granitóides ricos em granada, os dados
litogeoquímicos já haviam sinalizado com uma relação de
cogeneticidade entre essas rochas e os demais granitóides
da área. Os dados isotópicos confirmam essa hipótese,
tendo em vista que os granitóides granadíferos se alinham
com os granitos róseos e cinzentos no diagrama 147Sm/
144
Nd versus 143Nd/144Nd, tendo todos a mesma razão
inicial de 143Nd/144Nd (Figura 40c).
As idades neoarqueanas são corroboradas pelos resultados U-Pb obtidos em monazita de granito cinzento
(Figura 40d).
Conforme discutido anteriormente, a mineralização do
Alvo GT46 é indubitavelmente tardia (pós-metamorfismo
das encaixantes), levando à conjectura inicial de que os
fluidos mineralizantes poderiam ter-se originado a partir
dos granitos que intrudem as rochas máficas. Entretanto,
os resultados Sm-Nd obtidos em amostras do concentrado do minério não se alinharam com aqueles dos granitos
em diagrama 147Sm/144Nd vs. 143Nd/144Nd (Figura 40e).
Considerando que o minério e os granitos possuem
razões iniciais diferentes, fica evidente que não há entre
eles uma relação de cogeneticidade. Além disso, as amostras de minério do Alvo GT46 alinham-se com as amostras dos hidrotermalitos do depósito do Salobo, em
‘errócrona’ de 1752±77 Ma (Figura 40f).
Estes resultados apontam para processo mineralizante
tardio (Paleoproterozóico), muito posterior à geração dos
granitóides neoarqueanos presentes no Alvo GT46, comprometendo toda e qualquer proposta de relação genética
entre os granitos neoarqueanos e a gênese das
mineralizações sulfetadas de Fe-Cu-Au. Por outro lado,
esses resultados, aliados aos dados de inclusões fluidas
(que apontam para fluido de derivação granítica como a
fonte do minério), revelam a presença de granitóides
paleoproterozóicos no âmbito do Alvo GT46, os quais não
foram detectados nem em superfície nem nos testemunhos de sondagem.
A sugestão de idade paleoproterozóica para o minério
do Alvo GT46 é, por fim, corroborada pelos resultados
obtidos em datações Ar-Ar realizadas em biotita resultante do metassomatismo potássico que envolve a zona
mais fortemente mineralizada. As idades de
resfriamento obtidas nas duas amostras de biotita enviadas para análise situaram-se na faixa de 1800 Ma
(1854±5 para a amostra 53 e 1809±6 Ma para a amostra 72A), conforme pode ser observado nos diagramas
das figuras 41a e b. Essa faixa de idade é compatível
com os dados discutidos anteriormente, com destaque
para o alinhamento das amostras de sulfetos com os
hidrotermalitos do depósito Salobo, gerando uma
errócrona de 1752±77 Ma.
No âmbito desta pequisa foi feita uma tentativa de
datação, pelo método Sm-Nd, dos diques máficos tardios,
sem deformação e com orientação geral NS. O espectro
de variação das razões Sm/Nd obtidas nas amostras analisadas foi muito estreito (valores muito próximos), não
permitindo a aquisição de uma idade isocrônica confiável.
Diante disso, assumimos neste trabalho a idade Rb-Sr de
553±32 Ma obtida por Cordani et al., (1984) em diques
máficos similares, da Província do Carajás. Essa idade
está em conformidade com as observações de campo, as
quais apontam esse evento magmático toleítico, de natureza intra-placa continental, como extremamente tardio e
dissociado da história de geração do minério.
Como discutido no capítulo sobre as mineralizações,
a presença de molibdenita foi notada nos granitóides
intrusivos nas rochas anfibolíticas do Alvo GT46. Observou-se também molibdenita nos anfibolitos, na zona
de contato destas rochas com pegmatitos de granitos.
Amostras de molibdenita, representantes das duas situações descritas, foram coletadas para fins de datações
Re-Os, tendo sido obtidos os valores listados na Tabela
5 a seguir.
Tomando como base: (a) os dados Sm-Nd e U-Pb
obtidos nas rochas encaixantes; (b) os dados Sm-Nd obtidos no minério; e (c) as idades Ar-Ar dos halos de
metassomatismo relacionados ao processo mineralizante,
anteriormente discutidos, estas idades Re-Os podem ser
139
Caracterização de Depósitos Minerais de Distritos Mineiros da Amazônia
interpretadas como de molibdenita formada à época de
geração e colocação dos granitos neoarqueanos de arco
que intrudem a área.
Idades Re-Os neoarqueanas muito similares às encontradas no Alvo 46, foram também obtidas em outros
alvos na província do Carajás, a exemplo de:
• Marschik et al. (2005) na área de Serra Verde (2609
±13 Ma).
• Marschik et al. (2005) em Gameleira (2614±14
Ma).
• Requia et al. (2003) em Salobo (2576±1,4 Ma e
2562±8 Ma).
IV. DISCUSSÃO E CONCLUSÕES
Depósitos de Fe-Cu-Au da Província Carajás
Depósitos da associação Fe-Cu-Au têm sido encontrados em diferentes partes do mundo e, de acordo com
Porter (2000), constituem família de depósitos com muitas características em comum, comportando, porém,
muitas diferenças. Depósitos dessa natureza podem ser
gerados em espectro relativamente amplo de ambientes
tectônicos, associados a diferentes tipos de rochas, com
diferentes estilos de controle estrutural e, conseqüentemente, com distintas morfologias.
O exemplo mais completo de depósito dessa tipologia
é o de Olympic Dam, na Austrália, o qual possui dimensões gigantescas, com reservas superiores a 2 bilhões de
toneladas de minério, com teores de Cu em torno de 1,4%.
A descoberta desse depósito, em meados da década de
70, serviu de orientação em termos de modelo
metalogenético, para que alguns outros similares fossem
descobertos, como será discutido mais adiante.
As características mais marcantes comuns aos depósitos de Fe-Cu-Au encontram-se na literatura geológica
e foram, de forma mais abrangente, sumariadas por
Hitzman (2000), Pollard (2000) e Partington e Williams
(2000), de cujos trabalhos destacamos as seguintes:
• A maioria dos depósitos é pós-arqueana, em geral
distribuída entre o Neoproterozóico e o Plioceno.
• Encontram-se quase invariavelmente associados
espacial e temporalmente a eventos magmáticos
de natureza granítica.
• São tectonicamente controlados, em especial por
falhamentos de segunda ordem, de baixo a alto
ângulo, os quais costumam ser parte integrante de
sistema maior de falhamentos em escala crustal.
Na maioria dos depósitos descritos na literatura
observa-se tendência a se posicionarem em zonas
de intereseção de quebras estruturais.
• Do ponto de vista mineralógico, é comum a predominância de óxidos de ferro (magnetita/hematita)
sobre sulfetos de ferro (raros). Além disso, é comum possuírem concentrações anômalas de alguns
elementos traços (Co, Ni, As, Mo, W, U), com destaque para os elementos terras raras leves.
• As rochas hospedeiras da mineralização mostramse intensamente modificadas pela interação com
fluidos hidrotermais. A mineralogia de alteração
varia de acordo com a composição das rochas, mas
em geral, são observadas transformações
hidrotermais de natureza sódica, sódico-cálcica,
potássica ou mesmo hidrolítica, a depender da profundidade crustal e/ou do grau de mistura com fluidos meteóricos. A zonalidade de alteração caracteriza-se pela predominância da alteração sódica
ou sódica-cálcica (de mais alta temperatura), nas
zonas mais profundas do depósito. A alteração
potássica (com desenvolvimento de K-feldspato e
biotita) ocorre em níveis crustais intermediários e,
nas zonas mais rasas, a alteração costuma ser
sericítica. Paralelamente, observa-se que magnetita
é fase predominante em depósitos de zonas crustais
mais profundas, enquanto hematita passa a dominar em zonas mais rasas.
As feições que podem divergir de um depósito para
outro, de acordo com Hitzman (2000) seriam:
• O ambiente geodinâmico de formação: esses depósitos têm sido encontrados tanto em ambientes
intra-placa continentais, relacionados a magmatismo
anorogênico ou a zonas de colapso de orógenos
intracontinentais, quanto em ambientes de tectônica
extensional relacionados a arcos de margens continentais ativas.
• A morfologia: os processos de substituição das rochas hospedeiras, frente à ação dos fluidos
hidrotermais, leva à geração de diferentes formatos de corpos de minérios, tais como corpos tabulares stratabound, veios, rede de filonetes em
stockwork e zonas de brechação.
No que diz respeito à natureza dos fluidos envolvidos
na gênese dos depósitos, algumas propostas têm sido apresentadas na literatura.
Para Barton e Johnson (1996) os depósitos de Fe-CuAu poderiam ser o resultado da incorporação de metais
por fluidos magmáticos e/ou não magmáticos por meio de
interação com rochas evaporíticas. De acordo com esses
autores, a presença de um corpo intrusivo na área do depósito teria o papel apenas de fornecer calor para aquecer,
movimentar os fluidos e gerar sistema de convecção
hidrotermal. Entretanto, de acordo com Hitzman (2000),
a maioria absoluta de depósitos da associação Fe-Cu-Au
140
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
não apresenta associação espacial ou temporal com
evaporitos, demonstrando que a geração desses depósitos independe da presença dessas rochas. Restringe-se
então a aplicação dessa hipótese a alguns depósitos específicos (nos quais se registra a presença de evaporitos),
tal como os depósitos de Salton Sea (EUA) e Korshunovsk
(Rússia).
Para Hitzman et al. (1992), os fluidos responsáveis
pela mineralização seriam de origem ígnea, ricos em voláteis. Essa proposta ganhou importância à medida que
estudos de inclusões fluidas e de isótopos de O, H e S na
zona mineralizada, em depósitos de diferentes partes do
mundo, apontaram para fluidos de natureza magmática,
com maior ou menor participação de fluidos meteóricos.
O modelo leva em conta a assinatura de inclusões fluidas, compreendendo inclusões aquosas salinas a
hipersalinas e inclusões carbônicas. O fluido original composto por H2O-CO2-NaCl±CaCl2±KCl sofreria separação (unmixing) durante sua ascensão na crosta, em resposta à queda de pressão e de temperatura (Adshead et
al., 1998; Oliver, 1995; Ettner et al., 1993).
Os fluidos seriam originados de magma rico em CO2
e, considerando que a separação de CO2 resulta em saturação precoce da fase líquida em metais, a presença
dessa fase seria de crucial importância no processo
mineralizante (Pollard, 2000).
A essa separação das fases é também atribuída a alteração sódica. Tomando como base os trabalhos experimentais de Iiyama (1965) sobre o equilíbrio da razão Na/
(Na+K) em fluidos ricos em CO2 e Cl, Pollard (2001)
concluíu que a separação de fluidos compostos por H2OCO2-NaCl±CaCl2±KCl pode levar, em momento inicial,
a aumento dessa razão, resultando na alteração sódica de
alguns minerais (albitização de feldspatos). Em momento
posterior o decréscimo da razão geraria alterações
potássicas. Esses dados colocam em discussão a necessidade de se apelar para o envolvimento de rochas
evaporíticas na composição do fluido hidrotermal gerador
de depósitos do tipo Fe-Cu-Au, uma vez que a alteração
sódica pode ser explicada à luz da evolução de fluidos
ricos em CO2.
Considerando-se que as evidências (assinatura de inclusões fluidas e assinaturas isotópicas) de fato apontam para fluidos de natureza magmática, a questão imediata que se coloca é quanto à natureza da rocha-fonte
desses fluidos. Vários autores ressaltam o fato de que a
maior parte dos depósitos de Fe-Cu-Au, espalhados em
diferentes regiões do planeta, associados a diferentes
ambientes geodinâmicos, mostram-se invariavelmente
associados, tanto espacial quanto temporalmente, a rochas graníticas.
Os granitos são, em sua grande maioria, oxidados
(granitóides da série da magnetita), com composição ácida a básica (granitos a dioritos), ricos em potássio, gerados a partir da fusão parcial de rochas da infra-crosta
com alguma contribuição mantélica (Rämö e Haapala,
1995; Creaser 1996; Pollard et al., 1998). De acordo com
esses autores, a fusão parcial, em regime de alta temperatura, das rochas meta-ígneas da infra-crosta dar-se-ia
por meio da quebra de biotita e de anfibólio. A quebra
desses minerais liberaria água e flúor para o líquido (fundido) e a alta temperatura promoveria a quebra de
resistatos tais como zirconita e espinélio ferro-titaníferos,
enriquecendo o fundido em terras raras, zircônio, urânio,
dentre outros.
Trabalhos desenvolvidos por Perring et al. (1999;
2000) em depósitos de Fe-Cu-Au do distrito de Cloncurry,
Austrália, demonstram a relação espacial e temporal do
minério com granitos com características similares às acima descritas. Nesses trabalhos os autores concluem que
a geração dos fluidos ricos em Fe e Cu está geneticamente relacionada ao granito e que os fluidos representam sistema magmato-hidrotermal, hipersalino, contendo
CO2, pobre em S, cujo fracionamento resulta em fluidos
tardios ricos em Fe e Cu.
Diante do quadro geral de informações acima sumariado, é possível reconhecer vários pontos de convergência
das mineralizações estudadas no Alvo GT46, Serra dos
Carajás, com essa classe de depósitos. As principais similaridades que podem ser ressaltadas são as seguintes:
• Embora hospedadas por rochas arqueanas, as
mineralizações de Fe-Cu-Au do Alvo GT46 são
paleoproterozóicas, com idade em torno de 1,8 Ga,
similarmente a vários outros depósitos dessa família na região da Serra dos Carajás.
• A mineralização é tectônicamente controlada. O
minério ocorre nos planos de foliação das rochas
deformadas em regime rúptil-dúctil. Em estudo de
observação das feições estruturais, no âmbito regional, utilizando a superposição da geologia sobre
o modelo digital de terreno, observa-se que o depósito do Alvo GT46 situa-se no contexto de
falhamentos NNE-SSW que cortam transversalmente a estruturação E-W geral da Serra dos
Carajás.
• As rochas hospedeiras da mineralização derivam
de ambiente de arco (vide seção sobre
Litogeoquímica). Entretanto, a mineralização é pósdeformacional e pós-metamórfica e parece estar
relacionada à geração de granitóides anorogênicos,
alcalinos, resultantes de fenômeno de magmaunderplating estateriano (vide p. ex. Teixeira e
141
Geologia e Mineralizações de Fe-Cu-Au do Alvo GT46 (Igarapé Cinzento), Carajás
Eggler, 1994; Dall’Agnol et al., 2005; Teixeira et
al., 2001).
• As rochas hospedeiras da mineralização mostramse intensamente metassomatizadas. Observa-se o
desenvolvimento de mineralogia de substituição
resultante do aporte principalmente de ferro e potássio e, secundariamente, de elementos mais refratários (terras raras). O desenvolvimento expressivo de biotita e K-feldspato no envelope da zona
mineralizada resulta de intenso metassomatismo
potássico. Por outro lado, ao longo de toda zona
mineralizada observa-se a transformação de
anfibólios cálcicos (gerados pelo metamorfismo
regional) em Fe-anfibólios, em resposta à interação
com os fluidos ricos em ferro. O auge do aporte de
fluidos ricos em ferro é traduzido pela presença de
veios de quartzo com magnetita hidrotermal e a
geração de bolsões de magnetitito na zona do minério.
• A alteração sódica é incipiente o que pode ser entendido de duas maneiras: ou as paragêneses da
alteração sódica foram superimpostas pela alteração potássica ou, mais provável, o depósito esteja
em nível crustal de erosão superior ao da alteração
sódica.
• O óxido de ferro (magnetita) é o mineral metálico
predominante. A magnetita claramente precede os
sulfetos que engolfam magnetita ou preenchem fraturas nesse mineral.
• Do ponto e vista morfológico, o que se observa é o
minério filoniano, preenchendo planos de fraturas
e de cisalhamento, formando por vezes bolsões em
zonas onde a rede de fraturamento é mais intensa.
No que diz respeito à gênese das mineralizações presentes no Alvo GT46, os dados de inclusões fluidas, de
isótopos estáveis e geocronológicos apontam para fluido
de natureza magmático-hidrotermal como o responsável
pela geração do minério e pelo metassomatismo ferropotássico das encaixantes.
O estudo de inclusões fluidas (vide seção sobre inclusões fluidas) revelou a coexistência de inclusões
carbônicas (CO 2 ) e inclusões aquosas salinas e
hipersalinas, compatíveis com fluido original constituído
por H2O-CO2-NaCl±CaCl2±KCl o qual teria, a exemplo
do que acontece em vários depósitos dessa natureza descritos na literatura, sofrido processo de separação.
Além dos dados de IF, os dados isotópicos de S obtidos no minério do Alvo GT46 também revelam assinatura magmática. Os valores de δ34S obtidos em amostras de concentrados de sulfetos (calcopirita+
bornita+covelita+calcocita) variam entre os valores zero
Figura 42– Espectro de variação dos valores de δ 34S obtidos
em concentrados de sulfetos do Alvo GT46.
Figura 43 – Espectro de variação dos valores de δ 18O obtidos nas encaixantes imediatas da mineralização e em rochas
mais afastadas do foco mineralizado no Alvo GT46.
e um, compatíveis, portanto, com fonte magmática (Figura 42).
Análises de isótopos de oxigênio foram realizadas em
amostras de rochas do Alvo GT46, no laboratório da
Queens University, Canadá. O objetivo principal foi confirmar as evidências petrográficas indicativas dos processos de alteração hidrotermal. Foram selecionadas amostras das encaixantes imediatas da mineralização (rochas
fortemente modificadas pela interação com o fluido
hidrotermal mineralizante) até amostras das zonas mais
distais, onde a interação fluido-rocha foi mais incipiente
(Figura 43).
Os resultados obtidos mostram que os valores de δ18O
das rochas menos afetadas pelos processos hidrotermais
se situam no espectro de 5,3 a 6,0‰, compatíveis com
os descritos na literatura para rochas de origem
142
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
mantélica, pouco modificadas por processos pósmagmáticos, em especial aquelas geradas em ambientes de subducção.
Os dados isotópicos estão em consonância com o estudo litogeoquímico realizado nas rochas do Alvo GT46
(vide seção sobre Litogeoquímica) no qual chegou-se à
conclusão de que estas teriam sido geradas em ambiente
de subducção.
Em contrapartida, as encaixantes do minério e os
anfibolitos próximos aos halos de metamorfismo/
metassomatismo imposto pelos granitos, apresentam valores de δ 18 O aumentados em decorrência de sua
interação com fluidos hidrotermais quentes, de provável
origem magmática.
Evolução Geotectônica e Metalogenética da
Província Carajás
Com base nos dados disponíveis de geocronologia podese concluir que a Província Carajás foi seqüencialmente
afetada pelas seguintes fases tectônicas: (i) três fases
compressionais no Neoarqueano; (ii) uma fase compressional e uma extensional no Paleoproterozóico, e (iii) uma
fase extensional ao final do Neoproterozóico, início do
Paleozóico.
• Fase pré-colisional, ao redor de 2,76 Ga (Neoarqueano) (p. ex. Wirth, 1986), quando ocorreu a
deposição das rochas do Grupo Grão Pará, incluídas a formação ferrífera bandada (Formação Carajás) e as rochas vulcânicas cálcio-alcalinas da
Formação Parauapebas, em ambiente de arco de
margem continental.
• Fase colisional, ao redor de 2,74 Ga (Neoarqueano), identificada pelos granitóides intrusivos (p. ex.
Barros et al., 2001; Avelar et al., 1999).
• Fases de reativação crustal, ao redor de 2,55 Ga
(Neoarqueano), identificada pelos granitóides tardi-colisionais (p. ex. Souza et al., 1996; Machado
et al., 1991).
• Fase compressional, no intervalo de 2,09 a 2,08 Ga
(Riaciano), quando ocorreu a colisão entre o Escudo das Guianas e o Bloco Amazônia Central, acompanhada de anatexia crustal e geração de granitóides (p. ex. Ledru et al., 1994; Tassinari et al.,
2000).
• Fase extensional, relacionada à colocação de granitos anorogênicos, ao redor de 1,88 Ga (Orosiriano) (p. ex. Machado et al., 1991; Dall’Agnol et
al., 2005).
• Fase de fraturamento crustal generalizado, ao redor de 553±32 Ma (p. ex. Cordani et al., 1984),
relacionada ao processo de aglutinação do setor
ocidental do Supercontinente Gondwana.
As interpretações das feições geológicas da Província Carajás discutidas em trabalhos anteriores prestam
suporte para as seguintes considerações:
• A Bacia Carajás, representada principalmente pela
seqüência vulcanossedimentar do Grupo Grão Pará
e pelos sedimentos de cobertura da Formação
Águas Claras, repousa sobre rochas do embasamento de alto grau metamórfico (Complexo Xingu), muito próximo ao limite de terreno granito-greenstone contíguo (Supergrupo Andorinhas) (vide
Figura 3).
• Resultados robustos de geocronologia U-Pb e PbPb (Machado et al., 1991; Macambira e Lafon,
1995; Macambira e Lancelot, 1996) indicam que a
evolução do Complexo Xingu e do Supergrupo
Andorinhas foi concomitante há ca. 2,8 Ga, enquanto as rochas vulcânicas cálcio-alcalinas do Grupo
Grão Pará foram geradas no intervalo de 2,76 a
2,74 Ga (Wirth, 1986; Teixeira, 1994; Trendall et
al., 1998).
• A formação ferrífera bandada fácies óxido da Formação Carajás foi depositada no intervalo entre
2,75 e 2,74 Ga (Trendall et al., 1998).
• Episódios magmáticos tardios ocorreram no intervalo entre 2,74 e 2,70 Ga, identificados por intrusões de soleiras e diques básicos e intermediários,
alguns destes últimos de tendência shoshonítica
(Meirelles, 1986; Dardenne et al., 1988; Teixeira,
1994; Mougeot, 1996; Trendall et al., 1998).
Com base nas considerações acima, pode-se adotar
para a Bacia Carajás o modelo de evolução geotectônica
inicialmente proposto por Teixeira (1994), que envolve
convergência oblíqua de terrenos, seguida pela colisão
continente-continente durante o Arqueano (Figura 44).
Feições relevantes do modelo proposto são apresentadas
abaixo:
• A hipótese requer que a subducção tenha ocorrido
sob a borda sul do terreno de alto grau (Complexo
Xingu), no intervalo de 2,76 a 2,74 Ga.
• Anteriormente à colisão, ambas as margens continentais passaram por evolução geológica complexa. A margem passiva localiza-se na borda norte
do terreno granito-greenstone (Supergrupo Andorinhas), enquanto a margem ativa foi desenvolvida
sobre as rochas do Complexo Xingu.
• A subducção processou-se em ângulo oblíquo em
relação à margem continental ativa, provocando o
estabelecimento de sistema de cisalhamento sinistral paralelo a esta margem. Este sistema, denominado de Cinturão Itacaiunas, é formado por exten-
143
Geologia e Mineralizações de Fe-Cu-Au do Alvo GT46 (Igarapé Cinzento), Carajás
sas falhas direcionais, afetando o embasamento e
que foram mais tarde reativadas (pelo menos três
vezes) sob regime rúptil-dúctil (Pinheiro e Holdsworth, 1997a, b). As reativações criaram duas
grandes descontinuidades estruturais denominados
respectivamente falhas Carajás e Cinzento.
• Três episódios principais de reativação rúptil-dúctil
do embasamento foram marcados por intrusões
granitóides no Cinturão Itacaiunas, respectivamente
há 2573±2 Ma (U-Pb, zircão, Machado et al.,
1991), 2527±34 Ma (Rb-Sr, rocha total, Barros et
al., 1997) e 2560±37 (Pb-Pb, evaporação de zircão, Souza et al., 1996).
• No intervalo de 1,89 a 1,87 Ga (Macambira e Lafon, 1995), os terrenos de alto grau (Complexo
Xingu) e o de baixo grau metamórfico (Supergrupo Andorinhas), anteriormente amalgamados, foram invadidos por plutões de granitos anorogênicos. Os granitos paleoproterozóicos de Carajás
foram colocados em níveis crustais rasos em regime extensional, em resposta à atividade de superpluma mantélica (Teixeira et al., 2001;
Dall’Agnol et al., 2005). Os efeitos da atividade
de superpluma provocaram ruptura crustal, acompanhada do extensivo vulcanismo continental sobre o Cráton Amazônico (anteriormente denominado Vulcanismo Uatumã), que ocorreu no intervalo de 1880 a 1760 Ma, durante as fases denominadas Maloquinha, Iriri, Crepori e Teles Pires
(Santos et al., 2001, 2002).
Finalmente, ao redor de 550 Ma, durante a fase de
aglutinação do setor ocidental do Supercontinente Gondwana, ocorreu processo generalizado de fraturamento
crustal de direção geral NS, sendo muitas das fraturas
preenchidas por diques de diabásio.
Síntese dos Principais Resultados Obtidos no Alvo
GT-46
• Os estudos petrográficos e litogeoquímicos revelaram que os protólitos dos anfibolitos do Alvo GT46
são rochas plutônicas e subvulcânicas (gabróicas
a dioríticas), associadas a rochas vulcânicas de
composição basáltica a basáltico-andesítica. Intercaladas nas rochas vulcânicas ocorrem lentes de
formações ferríferas bandadas. Todo o conjunto
encontra-se intrudido por granitóides de granulação média a grossa, quase sempre porfiríticos.
• A petrografia e a química mineral revelaram que
as rochas foram submetidas a evento deformacional de caráter heterogêneo, resultando em pods
das rochas originais (com texturas originais pre144
•
•
•
•
•
•
•
•
•
servadas) em meio a rochas fortemente deformadas em regime rúptil-dúctil.
O metamorfismo predominante na área do Alvo
GT46 é de grau médio, com a maior parte das rochas re-equilibrada na fácies anfibolito e com a
geração da paragênese anfibólio + plagioclásio ±
granada nas rochas máficas, e de grunerita nas
formações ferríferas. Entretanto, a existência de
rochas com a paragênese granada + sillimanita
aponta para aumento localizado do grau metamórfico até o limite da fácies granulito.
Observa-se a formação de skarns (anfibolitos granadíferos) nas zonas de contato dos anfibolitos com
os granitóides intrusivos. Nas zonas distais dos granitos os anfibolitos não apresentam granada.
Os dados de litogeoquímica permitem concluir que
as rochas máficas (gabros, basaltos e basaltos andesíticos) possuem assinatura toleítica, enquanto os
granitos (cinzento e róseo) possuem assinatura
cálcio-alcalina.
O granitóide com granada e sillimanita tem a mesma assinatura litogeoquímica e isotópica dos demais granitóides da área (ou seja, são rochas cogenéticas). Por se tratar de rocha de fabric xistoso a gnáissico, com evidências de ter sido submetida a processo mais intenso de deformação, deduzse que a mesma seja expressão deformada e metamorfisada dos granitos.
Tanto as rochas máficas quanto os granitos apresentam evidências litogeoquímicas de terem sido
gerados em zona de subducção, permitindo a caracterização do ambiente geodinâmico de formação dos litotipos do Alvo GT46 como um arco magmático.
De acordo com a litogeoquímica, os diques máficos tardios, não deformados, são toleíticos, gerados em ambiente intraplaca-continental.
Os resultados geocronológicos, obtidos pelos métodos Sm-Nd (rocha total) e U-Pb (em monazita)
indicam que o conjunto plutono-vulcano-sedimentar é arqueano, com idades da ordem 2,68 Ga para
as rochas máficas e 2,66 Ga para os granitóides
intrusivos.
O conjunto de rochas foi submetido a evento metassomático, com aporte de fluidos ricos em H2O,
K, Si, ETRL, B, Zr e íons metálicos diversos (Fe,
Cu, Au, Mo).
O aporte de potássio nas rochas anfibolíticas é evidenciado por: (a) substituição parcial a total de anfibólio por biotita; (b) substituição parcial a total de
plagioclásio por K- feldspato; (c) desenvolvimento
de K-feldspato intersticial.
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Figura 44 – Modelo de evolução geotectônica para a Província Mineral de Carajás. Notar o provável comportamento
alóctone do Grupo Grão Pará, o qual teria se deslocado para longe da zona de colisão durante a fase compressional
arqueana. Este comportamento seria necessário para que uma boa parte das rochas do arco vulcânico fosse preservada,
incluindo a própria formação ferrífera bandada (Formação Carajás), com seus gigantescos depósitos de ferro. Os depósitos
de Fe-Cu-Au de Carajás foram gerados ao longo de diferentes fases geotectônicas. Existiriam, portanto, depósitos précolisionais (p. ex. o depósito Alemão), depósitos tardi-colisionais, ligados a fases de granitogênese durante reativações
tectônicas do embasamento (p. ex. o depósito Salobo) e depósitos pós-colisionais, ligados à fase de superpluma mantélica,
como por ex. os depósitos da mina Sossego, Gameleira e do Alvo GT46.
145
Geologia e Mineralizações de Fe-Cu-Au do Alvo GT46 (Igarapé Cinzento), Carajás
• O aporte de ETRL é evidenciado pelo desenvolvimento de mineralogia acessória, com destaque para
a presença marcante de allanita. A entrada de boro
no sistema é, por sua vez, evidenciada pelo desenvolvimento de grandes cristais de turmalina.
• O metassomatismo de ferro teve como conseqüência a substituição parcial a total dos Ca-anfibólios por Fe-anfibólios, além do desenvolvimento expressivo de magnetita nas rochas anfibolíticas, principalmente naquelas mais fortemente hidrotermalizadas, além da geração de veios e bolsões de quartzo-magnetita.
• As feições petrográficas indicam que o metassomatismo ferro-potássico esteve relacionado ao
evento mineralizante (Fe-Cu-Au). Datações ArAr de biotita relacionada à zona mineralizada revelaram idades da ordem 1,8 Ga, compatíveis
com a idade Sm-Nd obtida para a geração dos
sulfetos.
• As rochas mais intensamente mineralizadas do Alvo
GT46 são anfibolitos foliados e hidrotermalizados.
• O minério consiste em associação de calcopiritabornita-covelita-calcocita, com magnetita associada.
• As relações texturais do minério com as rochas
encaixantes apontam para sua colocação pósmetamórfica. O fluido portador da mineralização
teria aproveitado canais pré-existentes de percolação (zonas mais intensamente cisalhadas) e dessa forma estaria explicada a associação espacial
do minério com as rochas anfibolíticas mais fortemente deformadas e hidrotermalizadas, ou do
minério com os planos de fraturamento das rochas graníticas. Vale ainda ressaltar a presença
do minério invadindo planos de clivagem de anfibólios.
• Magnetita é a fase metálica precoce, sendo englobada e invadida pelos sulfetos. Entre os sulfetos,
calcopirita é a fase inicial, seguida por bornita e,
posteriormente, por calcocita e covelita.
• Observa-se também a presença de sulfetos de cobre nas rochas graníticas, preenchendo fraturas e
fissuras (stringers ) e mais raramente disseminados.
• Molibdenita presente em rochas anfibolíticas e graníticas do Alvo GT46 é arqueana, conforme resultados de datações Re-Os. As idades obtidas relacionam molibdenita aos protólitos dos anfibolitos e
aos granitóides arqueanos intrusivos. Não foi encontrada molibdenita paleoproterozóica.
146
• O estudo de inclusões fluidas, realizado em diferentes veios de quartzo do Alvo GT46, com destaque para os veios da zona mineralizada, revelou
várias tipologias de IFs, com predominância de inclusões primárias, polifásicas (L + V + 2 a 3 fases
sólidas), cujas fases sólidas são cloretos de Na, K
e talvez Mg, cujas temperaturas de homogeneização são da ordem de 340ºC.
• Trata-se de fluidos salinos, de natureza magmático-hidrotermal, que sofreram fracionamento durante ascensão e resfriamento, com separação das
fases ricas em CO2, sofrendo também mistura com
fluidos meteóricos.
• O estudo de isótopos de S de sulfetos (calcopirita e
bornita) forneceu valores de δ34S em torno de zero,
apontando para enxofre de origem magmática, corroborando os resultados obtidos no estudo de inclusões fluidas.
• Os valores isotópicos de δ18O, obtidos nas rochas
menos hidrotermalizadas, são compatíveis com os
descritos na literatura para rochas de derivação
mantélica, em especial aquelas geradas em ambientes de subducção. Os valores de δ18O dos anfibolitos mineralizados e encaixantes imediatas da
mineralização são mais elevados e refletem a interação dessas rochas com fluidos hidrotermais quentes, de derivação ígnea.
• A interpretação dos resultados do estudo das inclusões fluidas e dos isótopos de S e O apontam
para fluido magmático-hidrotermal, de provável
derivação granítica, como responsável pelo transporte dos íons metálicos e do enxofre.
• Os metais foram provavelmente lixiviados das rochas do arco vulcânico, geradas durante os eventos geotectônicos arqueanos.
• Considerando que o evento formador do minério é
paleoproterozóico e que a amostragem realizada
no Alvo GT46 não detectou a presença de rocha
granítica com essa idade, deduz-se que a rocha
responsável pela geração dos fluidos mineralizantes não tenha sido seccionada pelos furos de sondagem estudados.
• Um modelo hipotético para a metalogênese do depósito de Fe-Cu-Au do Alvo GT46 aproxima-se
daquele proposto para o depósito de Olympic Dam,
Austrália, de acordo com Haynes et al. (1995).
• O conjunto de dados obtidos no Alvo GT/46 é compatível com os descritos na literatura para a família
de depósitos do tipo Cu-Fe-Au.
• Comparado com outros alvos mineralizados a CuFe-Au no âmbito da Província Carajás, o Alvo GT/
46 mostra fortes similaridades com os depósitos de
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Salobo e Gameleira (Lindenmayer, 1980; Laux et
al., 2003). Dentre as principais similaridades destacam-se: (i) presença de protólitos gabróicos metamorfisados, com texturas subofíticas a ofíticas
reliquiares, com diferentes graus de alteração hidrotermal e desenvolvimento de biotita, anfibólio
actinolítico, sericita, calcita, allanita, uraninita e turmalina; (ii) associação de sulfetos de cobre (calcopirita, bornita, covelita, calcocita, dentre outros, com
molibdenita subordinada) e magnetita; (iii) presença de formações ferríferas bandadas metamorfisadas; (iv) presença de granitóides de composição
plagiogranítica a álcali-felspato sienítica; (v) existência de alteração ferro-potássica claramente relacionada ao evento mineralizante; (vi) existência
de assembléia de minerais relacionados à alteração
hidrotermal, com destaque para a presença de bioti-
ta, albita, allanita e turmalina; (vii) mineralização sulfetada com calcopirita, bornita, covelita e calcocita
como sulfetos principais; (viii) presença dominante
de magnetita na zona mineralizada em sulfetos; (ix)
idade paleoproterozóica da mineralização.
Orientação para Trabalhos de Prospecção Regional
A partir da interpretação de todos os dados de trabalhos anteriores e da presente pesquisa, ficou caracterizado que:
• O depósito de Fe-Cu-Au do Alvo GT46 é de idade
paleoproterozóica (~1,8 Ga), embora hospedado em
rochas arqueanas.
• A mineralização é tectônicamente controlada, o
minério ocorrendo nos planos de foliação das rochas deformadas em regime rúptil-dúctil.
Figura 45 – Imagem Landsat da Serra dos Carajás mostrando a localização de depósitos paleoproterozóicos de Fe-Cu-Au,
controlados por falhamentos de direção geral NE-SW.
147
Geologia e Mineralizações de Fe-Cu-Au do Alvo GT46 (Igarapé Cinzento), Carajás
• O depósito do Alvo GT46 situa-se no contexto de
falhas e fraturas de direção geral NNE-SSW, que
cortam transversalmente a estruturação E-W da
Serra dos Carajás (Figura 104).
• O episódio de fraturamento crustal ocorreu após
a última fase intrusiva do evento Uatumã (suite
granítica Maloquinha, 1840±26 Ma), durante o
breakup continental da fase Crepori (Santos et
al., 2001; 2002).
• Outros depósitos de Fe-Cu-Au da Província Carajás, que provavelmente compartilham do mesmo controle estrutural em ambiente de superpluma mantélica são os depósitos Gameleira (Lindenmayer et al., 2001b) e Sequeirinho, da mina
do Sossego (Morais e Alkmim, 2005).
A identificação de todas as falhas e fraturas que compõem o sistema rúptil-dúctil relacionado à fase Crepori
é recomendada, uma vez que a atividade hidrotermal ao
longo destas descontinuidades poderia gerar depósitos
primários do tipo Sossego-Gameleira-GT46 (Figura 45).
Além disso, nas partes superiores de depósitos deste tipo,
em zonas de platôs preservados, poderiam ocorrer depósitos de ouro do tipo Igarapé Bahia, originados de processos supergênicos.
Agradecimentos
Os autores agradecem ao Prof. Onildo Marini,
digníssimo secretário- executivo da ADIMB, pelo convite
para realizar a presente pesquisa e ao geólogo Marco
Antonio Ferreira (CVRD) pelo apoio durante os trabalhos
de campo. Agradecimentos também são devidos ao Dr.
Sundaram Iyer (Calgary University, Canada) pelas
análises de isótopos de enxofre; à Dra. Holly Stein
(Colorado State University, EUA), pelas análises Re-Os
em molibdenita e ao Dr. Kazuo Fuzikawa (CDTN) pelo
estudo de inclusões fluidas. Finalmente, os autores
expressam sua gratidão ao Prof. Reinhardt Fuck pela
criteriosa revisão do texto.
REFERÊNCIAS
Adshead, N.D.; Voulgaris, P; Muscio, V.N., 1998. in Berkman,
D.A.; Mackenzie, D.H. (eds.), Geology of Australian and
Papua New Guinean Mineral Deposits, The Australasian
Institute of Mining and Metallurgy, Melbourne, p. 793799.
Araújo, O.J.B.; Maia, R.G.N.; João, X.S.J.; Costa, J.B.S., 1988. A
megaestruturação arqueana da Folha Serra dos Carajás.
Congresso Latinoamericano de Geologia VII, Resumos
Expandidos, p. 324-333.
Avelar, V.G.; Lafon, J.M.; Correia Jr., F.C.; Macambira, M.J.B.,
1999. O magmatismo arqueano da região de Tucumã,
Província Mineral de Carajás: Novos dados
geocronológicos. Revista Brasileira de Geociências, v.
29:453-460.
Baker, T., 1998. Alteration, mineralization, and fluid evolution at
the Eloise Cu-Au deposit, Cloncurry district, northwest
Queensland, Australia. Economic Geology, v. 93:1213-1236.
Bard, J. P., 1970. Composition of hornblendes formed during
the Hercynian progressive metamorphism of the Aracena
metamorphic belt (SW Spain). Contributions to
Mineralogy and Petrology, v. 28:117-137.
Barros, C.E.M.; Dall’Agnol, R.; Barbey, P.;Boullier, A.M., 1997,
Geochemistry of the Estrela Granite Complex, Carajás
region, Brazil: an example of an Archean A-type granitoid.
Journal of South American Earth Sciences, v. 10:321-330.
Barros, C.E.M.; Dall’Agnol, R; Lafon, J.M.; Teixeira, N.P.;
Ribeiro, J.W., 1992. Geologia e Geocronologia Rb-Sr do
Gnaisse Estrela, Curionópolis, PA. Boletim do Museu
Paraense Emilio Goeldi, Série Ciências da Terra, v. 4:83102.
Barros, C.E.M.; Macambira, M.J.B.; Barbey, P., 2001. Idade de
zircão do Complexo Granítico Estrela: Relações entre
magmatismo, deformação e metamorfismo na Província
Metalogenética Carajás in Simpósio de Geologia da
Amazônia VII, CD-ROM, p. 17-20.
Barton, M.D.; Johnson, D.A., 1996. Evaporitic-source model
for igneous related Fe oxide-(REE-Cu-Au-U)
mineralisation. Geology, v. 24:259-262.
Beisiegel, V.R.; Bernardelli, A.L.; Drummond, N.F.; Ruff., A.;
Tremaine, J.W., 1973. Geologia e Recursos Minerais da
Serra dos Carajás. Revista Brasileira de Geociências, v.
3:215-242.
Blundy, J.D. and Holland, T.J.B., 1990. Calcic amphibole
equilibria and a new amphibole-plagioclase
geothermometer. Contributions to Mineralogy and
Petrology, v. 104:208-224.
Bowers, T.S.; Helgeson, H.C., 1983. Calculation of the
thermodynamic and geochemical consequences of nonideal mixing in the system H2O-CO2-NaCl on phase
relations in geologic systems: equation of state for H2OCO2-NaCl fluids at high pressures and temperatures.
Geochimica et Cosmochimica Acta, v. 47:1247-275.
Conan-Davies, M.S.M., 1987. A sheet silicate and fluid inclusion
study of the mine area DNW, Olympic Dam, South
Australia. Dissertação de Mestrado, Australian National
University, Canberra, Austrália.
Cordani, U.G.; Tassinari, C.G.C.; Kawashita, K., 1984. A Serra de
Carajás como região limítrofe entre províncias tectônicas.
Ciências da Terra, v. 9:6-11.
CPRM, 2004. Carta Geológica do Brasil ao Milionésimo - GIS
Brasil, Folha SB.22– Araguaia.
Creaser, R.A., 1996. Petrogenesis of a Mesoproterozoic quartz
latite-granitoid suite from the Roxby Downs area, South
Australia. Precambrian Research, v. 79: 371-394.
Dall’Agnol, R. ; Teixeira, N.P.; Rämö, O.T. ; Moura, C.A.V. ;
Macambira, M.J.B; Oliveira, D.C., 2005. Petrogenesis of
the Paleoproterozoic, rapakivi, A-type granites of the
148
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Archean Carajás Metallogenic Province, Brazil. Lithos, v.
80:101-129.
Dalstra, H.; Guedes, S., 2004. Giant hydrothermal hematite
deposits with Mg-Fe metasomatism: A comparison of the
Carajás, Hamersley, and other iron ores. Economic
Geology, v. 99:1793-1800.
Dardenne, M.A.; Ferreira Filho, C.F.; Meirelles, M.R., 1988. The
role of shoshonite and calc-alkaline suites in the tectonic
evolution of the Carajás District, Brazil. Journal of South
American Earth Sciences, v. 1:363-372.
Dias, C.S.; Macambira, M.J.B.; Dall’Agnol, R.; Soares, A.D.V.;
Barros, C.E.M., 1996. Datação de zircões de sill de
metagabro: comprovação da idade arqueana da Formação
Águas Claras, Carajás, Pará in Simpósio de Geologia da
Amazônia IV, Sociedade Brasileira Geologia, Belém, Anais,
p. 376-379.
DOCEGEO, 1988. Revisão Litoestratigráfica da Província
Mineral de Carajás in Congresso Brasileiro de Geologia
XXXV, Sociedade Brasileira de Geologia, Belém, Anexo
aos Anais, p. 11-54.
Engel, E.J.; Engel, C.G., 1962. Hornblendes formed during
progressive metamorphism of amphibolites, northwest
Adirondack Mountains, N.Y. Bulletin Geological Society
of America, v. 73:1499-1514.
Ettner, D.C.; Bjørlykke, A; Andersen, T., 1993. Fluid evolution
and Au-Cu genesis along a shear zone: a regional fluid
inclusion study of shear zone-hosted alteration and gold
and copper mineralization in the Kautokeino greenstone
belt, Finnmark, Norway. Journal of Geochemical
Exploration, v. 49:233-267.
Ferreira Filho, C.F., 1984. Geologia e Mineralizações Sulfetadas
do Prospecto Bahia, Província Mineral de Carajás.
Dissertação de Mestrado, Universidade de Brasília
(inédito), 112 p.
Galarza, M.A.T.; Macambira, M.J.B.; Maurity, C.W.; Meireles,
H.P., 2001. Idade do depósito Igarapé Bahia (Província
Mineral de Carajás, Brasil), com base em isótopos de Pb in
Simpósio de Geologia da Amazônia VII, Belém, Workshop
1, CD-ROM, p. 116-119.
Graham, C.M.; Powell, R., 1984. A garnet-hornblende
geothermometer: calibration, testing and application to
the Pelona Schist, Southern California. Journal of
Metamorphic Geology, v. 2:13-31.
Harris, N.B.W.; Pearce, J.A.; Tindle, A.G., 1986. Geochemical
characteristics of collision zone magmatism in Ries, A.C.
and Coward, M.P (eds), Collision Tectonics, Geological
Society of London Special Publication No. 19, pp. 67-81.
Haynes, D.W.; Cross, K.C.; Bills, R.T.; Reed, M.H., 1995. Olympic
Dam ore genesis: A fluid-mixing model. Economic Geology,
vol. 90: 281-307.
Hirata, W.K.; Beisiegel, W.R.; Bernardelli, A.L.; Faria, N.F.;
Saueressig, R.; Meireles, E.M.; Teixeira, J.T., 1982. Serra
dos Carajás – Pará State: Iron, Manganese, Copper and
Gold Deposits in International Symposium on Archean
and Early Proterozoic Geologic Evolution and
Metallogenesis (ISAP), Salvador, Abstracts and
Excursions, p. 40-77.
Hitzman, M.W., 2000. Iron oxide-Cu-Au deposits: what, where,
when, and why? in Porter. T.M. (ed.), Hydrothermal Iron
Oxide Copper-Gold and Related Deposits: A Global
Perspective, Volume 1, PGC Publishing, Adelaide, Australia,
p. 9-25.
Hitzman, M.W.; Oreskes, N.; Einaudi, M.T., 1992. Geological
characteristics and tectonic setting of Proterozoic iron
oxide (Cu-U-Au-REE) deposits. Precambrian Research v.
58:241-287.
Holland, T.J.B.; Blundy, J.D., 1994. Non-ideal interactions in
calcic amphiboles and their bearing on amphiboleplagioclase thermometry. Contributions to Mineralogy and
Petrology, v. 116:433-447.
Iiyama, J.T., 1965. Influence des anions sur les équilibres
d’échange d’ions Na-K dans les feldspaths alcalins à 600ºC
sous une pression de 1000 bars. Bullétin de la Societé
Française de Minéralogie et Cristallographie, v. 88:618–
622.
Irvine, T.N.; Barager, W.R.A., 1971, A guide to the chemical
classification of the common volcanic rocks. Canadian
Journal of Earth Sciences, v. 8: 523-548.
Jensen , L.S., 1976. A new cation plot for classifying subalkalic
volcanic rocks. Ontario Division of Mines. Misc. Paper
66.
Kostyuk, E. A.; Sobolev, V. S., 1969. Paragenetic types of
calciferous amphiboles of metamorphic rocks. Lithos, v.
2:67-82.
Kuno, H., 1968. Differentiation of basalt magmas in Hess, H.H.
and Poldervaart A. (eds), Basalts: The Poldervaart treatise
on rocks of basaltic composition, Interscience, New York,
v. 2:623-688.
Laux, J.H.; Lindenmayer, Z.G.; Santos, T.R., 2003. Características
gerais dos depósitos do tipo óxido de ferro (Cu-Au-ETR):
O exemplo da Província Mineral de Carajás in Ronchi, L.H.;
Althoff, F.J. (eds.) Caracterização e Modelamento de
Depósitos Minerais, Editora UNISINOS, p. 41-66.
Leake, B. E., 1965. The relationship between tetrahedral
aluminum and the maximum possible octahedral aluminum
in natural calciferous and subcalciferous amphiboles.
American. Mineralogist, v. 50:843-851.
Leake, B.E., 1978, Nomenclature of Amphiboles. Mineralogical
Magazine, v. 42:533–569.
Leake, B.E.; Wooley, A.R.; Arps, C.E.S.; Birch, W.D.; Gilbert,
M.C.; Grice, J.D.; Hawthorne, F.C.; Kato, A.; Kisch, H.J.;
Krivovichev, V.G.; Linthout, K.; Laird, J.; Mandarino, J.;
Maresch, W.V.; Nickel, E.H.; Rock, N.M.S.; Schumacher,
J.C.; Smith, D.C.; Stephenson, N.C.N.; Ungaretti, L.;
Whittaker, E.J.W.; Youzhi, G., 1997. Nomenclature of
amphiboles. Report of the Subcommittee on Amphiboles
of the International Mineralogical Association Commission
on New Minerals and Mineral Names. European Journal
of Mineralogy, v. 9:623-651.
Ledru, P.; Johan, V; Milési, J.P.; Tegyey, M., 1994. Markers of
the last stages of the Palaeoproterozoic collision: evidence
for a 2 Ga continent involving circum-South Atlantic
provinces. Precambrian Research, v. 69:169-191.
Lindenmayer, Z.G., 1980. Salobo Sequence, Carajás, Brazil:
Geology, Geochemistry and Metamorphism. Tese de
Doutoramento, Univ. Western Ontario, Canadá, 406 p.
Lindenmayer, Z.G.; Laux, J. H.; Teixeira, J.B.G., 2001a.
Considerações sobre a origem das formações ferríferas da
Formação Carajás, Serra dos Carajás. Revista Brasileira de
Geociências, v. 31:21-28.
Lindenmayer, Z.G.; Laux, J.H.; Vieira, A.C., 1995. O papel da
alteração hidrotermal nas rochas da Bacia Carajás. Boletim
do Museu Paraense Emílio Goeldi, Série Ciências da Terra,
v. 7:125-145.
Lindenmayer, Z.G.; Pimentel, M.M.; Ronchi, L.H.; Althoff, F.J.;
Laux, J.H; Araújo, J. C.; Fleck, A.; Baecker, C.A.; Carvalho,
149
Geologia e Mineralizações de Fe-Cu-Au do Alvo GT46 (Igarapé Cinzento), Carajás
D.; Nowatzki, A.C., 2001b. Geologia do Depósito de CuAu de Gameleira, Serra dos Carajás, Pará in Jost, H. et al.
(orgs.). Caracterização de Depósitos Auríferos Brasileiros.
Brasília, 2001, v. 1:79-139.
Macambira, E.M.B.; Tassinari, C.C.G., 1998. Estudos Sm-Nd no
Complexo Máfico-ultramáfico da Serra da Onça – Sul do
Pará. Implicações geocronológicas e geotectônicas in
Congresso Brasileiro de Geologia XL, Sociedade Brasileira
de Geologia, Belo Horizonte, Anais, p. 463.
Macambira, J.B.; Schrank, A., 2002. Químio-estratigrafia e
evolução dos jaspilitos da Formação Carajás (PA). Revista
Brasileira de Geociências, v. 32:567-578.
Macambira, M.J.B.; Lafon, J.M., 1995. Geocronologia da
Província Mineral de Carajás; Síntese dos dados e novos
desafios. Boletim Museu Paraense Emilio Goeldi, Série
Ciências da Terra, v. 7:263-288.
Macambira, M.J.B.; Lancelot, J.R., 1996. Time constraints for
the formation of the Archean Rio Maria Crust,
Southeastern Amazon Craton, Brazil. International Geology
Review, v. 38:1134-1142.
Machado, N.; Lindenmayer, Z.; Krogh, T.E.; Lindenmayer, D.,
1991. U-Pb geochronology of Archean magmatism and
basement reactivation in the Carajás area, Amazon Shield,
Brazil. Precambrian Research, v. 49:329-354.
Marschik, R.; Mathur, R.; Ruiz, J.; Laveille, R.A.; Almeida, A.J.,
2005. Late Archean Cu-Au-Mo mineralization at Gameleira
and Serra Verde, Carajás Mineral Province, Brazil:
constraints from Re-Os molybdenite ages. Mineralium
Deposita, v. 39:983-991.
Meireles, E.M., Hirata, W.K.; Amaral, A.F.; Medeiros Filho,
C.A.; Gato, W.C., 1984. Geologia das Folhas Carajás e Rio
Verde, Província Mineral de Carajás, Estado do Pará in
Congresso Brasileiro de Geologia XXXIII, Sociedade
Brasileira de Geologia, Rio de Janeiro, Anais, v. 5:21642174.
Meirelles, M.R., 1996. Geoquímica e Petrologia dos Jaspilitos e
Rochas Vulcânicas Associadas, Grupo Grão Pará, Serra
dos Carajás, PA. Dissertação de Mestrado, Universidade
de Brasília (inédita), 150 p.
Morais, R.P.S., Alkmim, F.F., 2005. O controle litoestrutural da
mineralização de cobre do depósito Sequeirinho, Canã dos
Carajás, PA. I Simpósio Brasileiro de Metalogenia,
Gramado, RS, CD-ROM.
Mougeot, R., 1996. Étude de la Limite Archéen-Protérozoïque
et des Minéralisations Au ±U Associées. Exemples des
Régions de Jacobina (État de Bahia, Brésil) et des Carajás
(État de Pará, Brésil). Tese de Doutorado (inédita),
Universidade Montpellier II, França, 310 p.
Mullen, E.D., 1983. MnO/TiO2/P2O5: a minor element
discriminate for basaltic rocks of oceanic environments
and its implications for petrogenesis. Earth Planetary
Science Letters, v. 62:53-62.
Nogueira, A.C.R.; Truckenbrodt, W., 1994. Evidências de Maré
e Tempestades na Formação Águas Claras, Pré-Cambriano,
Serra dos Carajás. Acta Geologica Leopoldensia, v. 40:0730.
Oliver, N.H.S., 1995. Hydrothermal history of the of the Mary
Kathleen Fold Belt, Queensland, Australia. Australian
Journal of Earth Sciences, v. 42:267-279.
Partington G.A.; Williams, P.J., 2000. Proterozoic lode gold and
(iron)-copper-gold deposits: A comparison of Australian
and global examples in Hagemann, S.G. and Brown, E.B
(eds), Reviews in Economic Geology, SEG Reviews, v. 13:69101.
Peacock, M.A., 1931, Classification of igneous rock series,
Journal of Geology, v. 39: 54-67.
Pearce, J.A. 1982. Trace element characteristics of lavas from
destructive plate boundaries. In: Thorpe, R.S. (ed),
Andesites. New York, Wiley & Sons, p. 525-548.
Pearce, J.A., Harris, N.B.W.; Tindle, A.G., 1984. Trace element
discrimination diagrams for the tectonic interpretation of
granitic rocks, Journal of Petrology, v. 25:956-983.
Pearce, J.A.; Cann, J.R., 1973. Tectonic setting of basic volcanic
rocks determined using trace element analyses. Earth
Planetary Science Letters. v. 19:290-300.
Pearce, J.A.; Norry, M.J., 1979, Petrogenetic implications of Ti,
Zr, Y, and Nb variations in volcanic rocks. Contributions
to Mineralogy and Petrology, v. 69:33-47
Pearce, J.A.; Peate, D.W., 1995. Tectonic implications of the
composition of volcanic arc magmas: Annual Reviews in
Earth and Planetary Science, v.23, p.251-285.
Perring, C.S.; Pollard, P.J.; Dong, G.; Nunn, A.J.; Blake, K.L.,
1999. Metallogeny of the Lightning Creek Cu-Au prospect,
Mount Isa inlier, Australia. in Stanley, C.J. et al. (eds.),
Mineral deposits: Processes to processing. Rotterdam,
Balkema, p. 413–416.
Perring, C.S.; Pollard, P.J.; Dong, G.; Nunn, A.J.; Blake, K.L.,
2000. The Lightning Creek sill complex, Cloncurry district,
northwest Queensland: A source of fluids for Fe-oxide
­Cu­-Au mineralization and sodic-­calcic alteration.
Economic Geology, v. 95: 1067-1089.
Pinheiro, R.V.L.; Holdsworth, R.E., 1997a. The structure of the
Carajás N-4 ironstone deposit and associated rocks:
relationship to Archaean strike-slip tectonics and basement
reactivation in the Amazon region, Brazil. Journal of South
American Earth Sciences, v. 10:305-319.
Pinheiro, R.V.L.; Holdsworth, R.E., 1997b. Reactivation of
Archean strike-slip fault systems, Amazon Region, Brazil.
Journal of the Geological Society, London, v. 154:99-103.
Pollard, P.J., 2000. Evidence of a magmatic fluid and metal source
for Fe-Oxide Cu-Au mineralization. in Porter, T.M. (ed.),
Hydrothermal Iron Oxide Copper-Gold and Related
Deposits: A Global Perspective, Volume 1, PGC Publishing,
Adelaide, Australia, p. 27-41.
Pollard, P.J., 2001. Sodic(-calcic) alteration associated with Feoxide Cu-Au deposits: an origin via unmixing of magmaticderived H2O-CO2-salt fluids. Mineralium Deposita, v. 36:
93-100.
Pollard, P.J.; Mark, G.; Mitchell, L.C., 1998. Geochemistry of
post-1540 Ma granites in the Cloncurry district, northwest
Queensland. Economic Geology, v. 93:1330-­1344.
Porter, T.M., 2000. Hydrothermal iron-oxide copper-gold &
related ore deposits in T.M. Porter (ed.), Hydrothermal
Iron Oxide Copper-Gold and Related Deposits: A Global
Perspective, Volume 1, PGC Publishing, Adelaide, Australia,
p. 3-5.
Rämö, O.T.; Haapala, I., 1995. One hundred years of rapakivi
granite. Mineralogy and Petrology, v. 52:129-185.
Requia, K.; Stein, H.; Fontboté L.; Chiaradia M., 2003. Re–Os
and Pb–Pb geochronology of the Archean Salobo iron
oxide copper–gold deposit, Carajás mineral province,
northern Brazil, Mineralium Deposita, v. 38:727-738.
150
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Rezende, N.P.; Barbosa, A.L.M., 1972. Distrito Ferrífero da Serra
dos Carajás, Estado do Pará. Companhia Vale do Rio Doce,
Companhia Meridional de Mineração. Relatório Técnico
entregue ao Departamento Nacional da Produção Mineral
(DNPM), Rio de Janeiro, Vol. I: Texto, 250 p.; Vol. II: Mapas
e Seções Geológicas, 119 p.
Roedder, E., 1984. Fluid Inclusions. Reviews in Mineralogy 12,
Mineralogical Society of America. Washington, 644 p.
Rotherham, J.F.; Blake, K.L.; Cartwright, I.; Williams, P.J., 1998.
Stable isotope evidence for the origin of the
Mesoproterozoic Starra Au-Cu deposit, Cloncurry district,
northwest Queensland. Economic Geology, v. 93:14351449.
Santos, J.O.S.; Groves, D.I.; Hartmann, L.A.; Moura, M.A.;
McNaughton, N.J., 2001, Gold deposits of the Tapajós
and Alta Floresta domains, Tapajós”Parima orogenic belt,
Amazon Craton, Brazil. Mineralium Deposita, v..
36:278"299.
Santos, J.O.S.; Hartmann, L.A.; McNaughton, N.J.; Fletcher,
I.R., 2002, Timing of mafic magmatism in the Tapajós
Province, Brazil and implications for the evolution of the
Amazon Craton: Evidence from baddeleyite and zircon UPb SHRIMP geochronology. Journal of South American
Earth Sciences, v. 15:409"429.
Schumacher, J.C., 1991. Empirical ferric iron corrections:
necessity, assumptions and effects on selected
geothermobarometers. Mineralogical Magazine, v. 55:318.
Shervais, J.W., 1982. Ti-V plots and the petrogenesis of modern
and ophiolitic lavas. Earth Planetary Science Letters, v..
59:101-118.
Souza, S.R.B.; Macambira, M.J.B; Sheller, T., 1996. Novos dados
geocronológicos para os granitos deformados do Rio
Itacaiunas (Serra dos Carajás): Implicações estratigráficas
in Simpósio de Geologia da Amazônia V, Sociedade
Brasileira de Geologia, Belém, Resumos Expandidos, p.
380-383.
Tallarico, F.H.B.; McNaughton, N.J.; Groves, D.I.; Fletcher, I.R.;
Figueiredo, B.R.; Carvalho, J.T.; Rego, J.L.; Nunes, A.R.,
2004. Geological and SHRIMP II U-Pb contraints on the
age and origin of the Breves Cu-Au-(W-Bi-Sn) deposit,
Carajás, Brazil. Mineralium Deposita, v. 39:68-86.
Tassinari, C.C.G.; Bettencourt, J.S.; Geraldes, M.C.; Macambira,
M.J.B.; Lafon, J.M., 2000. The Amazonian Craton in
Cordani et al. (eds.) Tectonic Evolution of South America,
Rio de Janeiro, XXXI International Geological Congress,
2000, p. 41-95.
Teixeira, J.B.G., 1994. Geochemistry, Petrology, and Tectonic
Setting of Archean Basaltic and Dioritic Rocks from the
N4 Iron Deposit, Serra dos Carajás, Brazil. Tese PhD, The
Pennsylvania State University, University Park, PA, EUA
(inédito), 175 p.
Teixeira, J.B.G.; Eggler, D.H., 1994. Petrology, Geochemistry and
Tectonic Setting of Archean Basaltic and Dioritic Rocks
from the N4 Iron Deposit, Serra dos Carajás, Pará. Acta
Geologica Leopoldensia, v. 40:71-114.
Teixeira, J.B.G.; Misi, A.; Vasconcelos, P. M., 2001. The Wilson
Cycle, Megaplume Activity, and Paleoproterozoic
Metallogenesis in Simpósio de Geologia da Amazônia VII,
Sociedade Brasileira de Geologia, Belém, Seção II
Geotectônica, Resumos Expandidos (CD-ROM).
Thompson, R.N., 1984. Dispatches from the basalt front. 1.
Experiments. Proc. Geological Association, v. 95:249-262.
Tolbert, G.E.; Tremaine, J.W.; Melcher, G.C.; Gomes, C.B., 1971.
The recently Discovered Serra dos Carajás Iron Deposits,
Northern Brazil. Economic Geology, 66:985-994.
Trendall, A.F.; Basei, M.A.S.; Laeter, J.R.; Nelson, D.R., 1998.
SHRIMP zircon U-Pb constraints on the age of the Carajás
Formation, Grão Pará Group, Amazon Craton. Journal of
South American Earth Sciences, v. 11:265-277.
Ullrich, T.D.; Clark, A.H., 1999. The Candelaria copper-gold
deposit, Region III, Chile: Paragenesis, geochronology
and fluid composition in Stanley, C.J. et al. (eds.), Mineral
deposits: Processes to processing. Balkema, Rotterdam,
201-204.
Veneziani, P.; Santos, A.R.; Paradella, W.R., 2004. A evolução
tectono-estratigráfica da Província Mineral de Carajás: Um
modelo com base em dados de sensores remotos orbitais
(SAR-C RADARSAT-1, TM LANDSAT-5), aerogeofísica
e dados de campo. Revista Brasileira de Geociências, v.
34:67-78.
Winter, J.D., 2001. An introduction to Igneous and Metamorphic
Petrology. Prentice-Hall, 699p.
Wirth, K.R.; Gibbs, A.K.; Olszewski Jr., W.J. 1986. U-Pb zircon
ages of the Grão Pará group and Serra dos Carajás granite,
Pará Brazil. Revista Brasileira de Geociências, v. 16:195200.
151