CARACTERIZAÇÃO GEOLÓGICA E METALOGENÉTICA

CAPÍTULO VI
CARACTERIZAÇÃO GEOLÓGICA E
METALOGENÉTICA DO DEPÓSITO DE
Cu ± (Au, W, Mo, Sn) BREVES, CARAJÁS
NILSON FRANCISQUINI BOTELHO
MÁRCIA ABRAHÃO MOURA
LUCIANA MIYAHARATEIXEIRA
GEMA RIBEIRO OLIVO
LYS MATOS CUNHA
MIRIELA ULHOA SANTANA
SUMÁRIO
CAPÍTULO VI
CARACTERIZAÇÃO GEOLÓGICA E METALOGENÉTICA DO
DEPÓSITO DE Cu ± (Au, W, Mo, Sn) BREVES, CARAJÁS
RESUMO ................................................................................................................................................................................... 339
ABSTRACT ............................................................................................................................................................................... 339
I.
INTRODUÇÃO .............................................................................................................................. 340
II.
LOCALIZAÇÃO, HISTÓRICO E METODOLOGIA DE TRABALHO .................................... 341
III.
CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL .................................................................................... 342
VI.
GEOLOGIA DO DEPÓSITO ......................................................................................................... 342
V.
PETROGRAFIA ............................................................................................................................. 346
VI.
LITOGEOQUÍMICA ...................................................................................................................... 352
Geoquímica ..................................................................................................................................................... 341
Geocronologia ................................................................................................................................................. 341
Inclusões Fluidas ............................................................................................................................................ 341
Isótopos Estáveis de O, H e S ........................................................................................................................ 342
Granitos e Encaixantes ................................................................................................................................... 346
Alteração Hidrotermal .................................................................................................................................... 349
Zona Mineralizada .......................................................................................................................................... 350
Biotita Granito e Granitos Subvulcânicos ....................................................................................................... 352
Rochas Vulcânicas Ácidas ............................................................................................................................. 354
Rochas Potassificadas .................................................................................................................................... 356
Rochas Mineralizadas .................................................................................................................................... 356
VII. QUÍMICA MINERAL .................................................................................................................... 359
Minerais de Ganga ......................................................................................................................................... 359
Minerais de Minério ....................................................................................................................................... 369
VIII. GEOCRONOLOGIA ...................................................................................................................... 373
IX.
INCLUSÕES FLUIDAS ................................................................................................................. 374
X.
ISÓPODOS ESTÁVEIS ................................................................................................................. 382
Introdução ....................................................................................................................................................... 374
Resultados ...................................................................................................................................................... 374
Interpretação dos Dados de Inclusões Fluidas .............................................................................................. 382
Introdução ....................................................................................................................................................... 382
Resultados ...................................................................................................................................................... 383
Discussão ....................................................................................................................................................... 384
XI.
TIPOLOGIA DO DEPÓSITO E CONCLUSÕES ......................................................................... 384
XII. SUGESTÕES PARA EXPLORAÇÃO MINERAL REGIONAL E TRABALAHOS
FUTUROS ....................................................................................................................................... 387
AGRADECIMENTOS ............................................................................................................................. 387
REFERÊNCIAS ....................................................................................................................................... 387
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
CARACTERIZAÇÃO GEOLÓGICA E METALOGENÉTICA DO
DEPÓSITO DE Cu ± (Au, W, Mo, Sn) BREVES, CARAJÁS
Nilson Francisquini Botelho1; Márcia Abrahão Moura1; Luciana MiyaharaTeixeira1; Gema Ribeiro Olivo2;
Lys Matos Cunha1; Miriela Ulhoa Santana1
1
2
Instituto de Geociências, Universidade de Brasília – UnB – Brasília - DF. [email protected]; [email protected]; [email protected]
Queen´sUniversity, Canadá. [email protected]
RESUMO
O Depósito Breves (Cu ± Au ± (Mo, W, Sn)), situado 9 km a NE
da mina Igarapé-Bahia, está associado a sistema hidrotermal
desenvolvido sobre e nas proximidades de biotita granito de tendência
alcalina, semelhante aos granitos de ~1,88 Ga descritos na região de
Carajás. O biotita granito está encaixado em rochas metassedimentares
atribuídas à Formação Águas Claras (até 200m de profundidade), em
rochas metavulcânicas ácidas e em rochas de natureza vulcanoclástica.
Possui biotita como mineral máfico principal e zircão, allanita, monazita
e apatita como principais acessórios. Dois tipos de alteração
hidrotermal são preponderantes no depósito: potássica e fengíticaclorítica. A alteração potássica tem como minerais indicadores
microclínio e biotita, e constitui espessas (> 10 m) aureólas
metassomáticas sobre o granito e veios (0.1 – 10 cm), que cortam
tanto o granito quanto as rochas encaixantes. A alteração fengíticaclorítica tem como minerais indicadores muscovita, clorita e turmalina
e hospeda o minério principal. Outros minerais que acompanham as
associações hidrotermais mineralizadas são fluorita, rutilo/anatásio,
ilmenita, carbonato, apatita, xenotima e monazita. Sistemas venulares
são comuns nas encaixantes, em que vênulas de quartzo podem conter
importantes concentrações de minério. Os principais minerais de
minério no depósito são calcopirita, arsenopirita cobaltífera, pirita,
molibdenita, pirrotita, wolframita, cassiterita e bismutinita. Outros
minerais presentes são marcassita, löllingita, glaucodoto, estanita,
scheelita, berilo, fenacita, calcosita, covelita, uraninita e torita. O ouro,
presente em quantidades muito pequenas no granito e nas rochas
encaixantes hidrotermalizados, ocorre como inclusões em arsenopirita
e calcopirita, quase sempre acompanhado de bismuto nativo.
O biotita granito tem composição química de granito do tipo-A,
intraplaca. A discussão sobre concentração de elementos
mineralizadores, como Cu, Au e Sn, nos granitos está comprometida
pelo hidrotermalismo e provável aporte de metais a partir das rochas
encaixantes. No caso de Sn, os valores encontrados em amostras mais
preservadas de biotita granito estão entre 5 e 10 ppm e são compatíveis
com os teores encontrados em granitos mais precoces de províncias
estaníferas. As rochas encaixantes metavulcânicas ácidas têm
composição diferente daquela dos granitos, sendo enriquecidas em
Mg e apresentando padrão de terras raras distinto dos demais obtidos
no depósito Breves, caracterizado por enriquecimento em terras raras
pesadas. Apesar dessas diferenças, as rochas metavulcânicas têm
assinatura de magmatismo intraplaca. O minério principal do Depósito
Breves tem assinatura de terras raras semelhante à do biotita granito,
porém possui elevados teores de Co, Ni e As, incompatíveis com
fonte granítica e provavelmente provenientes de rochas encaixantes
não identificadas no contexto do depósito.
A biotita primária do biotita granito possui composição compatível
com biotita de granitos do tipo A, porém com elevados teores de
cloro. Biotitas secundárias sempre apresentam teores médios de cloro
mais elevados que os de flúor. Assim, apesar da freqüência de fluorita
na mineralização, o Depósito Breves é aqui considerado um sistema
rico em cloro. Entre os minerais de minério, apenas arsenopirita possui
composição anômala, caracterizada pelos elevados teores de Co (até
10%) e associação com glaucodoto. O mesmo foi observado na lollingita,
com teores de Co semelhantes aos da arsenopirita e associação com
safflorita.
Os fluidos aprisionados em quartzo de amostras mineralizadas
são predominantemente aquosos, modelados pelo sistema H2O-NaCl
± (KCl, MgCl2, FeCl2), possuem salinidade inferior a 9% em peso de
NaCl equivalente e temperatura de homogeneização total (TH) entre
150 e 250oC. Raras inclusões fluidas H2O-NaCl saturadas (40 a 50%
em peso de NaCl equiv. e TH entre 350 e 450oC) estão preservadas
em quartzo de rochas ígneas hidrotermalizadas e mineralizadas. Fluidos
H2O-NaCl ± (CaCl2), com salinidade variável (10 - 30 % em peso de
NaCl equiv.) e TH ~ 150oC, foram aprisionados em veios de quartzo
contendo ouro nas rochas encaixantes.
Os valores de δ34S de sulfetos de diferentes tipos de minérios
situam-se entre 0 e + 2 ‰, dados consistentes com fonte de enxofre
magmática. As composições isotópicas de oxigênio e de hidrogênio
dos fluidos em equilíbrio com as paragêneses hidrotermais são
respectivamente δ18O = 2,5 a 6,7 ‰ e δD = -65 a -40‰. Os valores de
temperatura de equilíbrio isotópico, estimados com base em pares de
minerais, situam-se entre 287 e 481oC, os quais são coerentes com os
dados de inclusões fluidas.
O Depósito Breves possui características híbridas, com assinaturas
mineralógicas e geoquímicas similares às de depósitos do tipo pórfiro,
depósitos do tipo IOCG e depósitos de Sn e W associados a cúpulas
graníticas. Os dados existentes, entretanto, apontam para tipo peculiar
de depósito reduzido de Cu ± Au, resultante de evolução complexa,
que envolveu provavelmente fluidos mineralizadores de origem
magmática e fluidos meteóricos, que reagiram com rochas oxidadas
preexistentes. Metais como Cu, Au, Mo, As e Co, identificados nos
depósitos mais antigos da região de Carajás, foram possivelmente
herdados de rochas mais antigas, tendo o biotita granito sido
responsável pela alteração hidrotermal existente no depósito, aporte
de metais como Sn e W e reconcentração dos outros metais.
ABSTRACT
The Breves Cu ± Au ± (Mo, W, Sn) deposit, 9 km NE of the
Igarapé-Bahia mine, is associated with a hydrothermal system
developed over and around biotite granite of alkaline affinity, similar
to the ca. 1.88 Ga granites described in the Carajás region. The country
rocks are metasedimentary rocks assigned to the Águas Claras
formation (up to 200m), and acid metavolcanic and volcanoclastic
rocks. The biotite granite has biotite as the main mafic mineral and
zircon, allanite, monazite and apatite as accessory minerals. Two
main types of hydrothermal alteration occur in the deposit: potassic
339
Caracterização Geológica e Metalogenética do Depósito de Cu ± (Au, W, Mo, Sn) Breves, Carajás
and phengitic-chloritic. The potassic alteration has microcline and
biotite as diagnostic minerals and comprises thick metasomatic halos
(>10 m) over the granite and veins (0.1 – 10 cm) that crosscut the
granite and the country rocks. The phengitic-chloritic alteration has
muscovite, chlorite and tourmaline as diagnostic minerals and hosts
the main ore. Other minerals associated with the mineralized
hydrothermal assemblages are fluorite, rutile/anatase, ilmenite, apatite,
xenotime and monazite. Veinlet systems are common in the country
rocks, where quartz veinlets host important ore concentrations. The
main ore minerals in the deposit are chalcopyrite, Co-rich arsenopyrite,
pyrite, molibdenite, pyrrotite, wolframite, cassiterite and bismutinite.
Other minerals present are marcassite, löllingite, glaucodot, stannite,
scheelite, beryl, fenacite, calcosite, covellite, uraninite and thorite.
The gold, present in small amounts in altered granite and country
rocks, occurs as inclusions in arsenopyrite and chalcopyrite,
commonly associated with native bismuth.
The biotite granite has chemical composition of A-type, withinplate granites. The concentration of ore elements, such as Cu, Au and
Sn, has been masked by hydrothermal alteration and probable supply
of metals from the country rocks. In the specific case of tin, the
values obtained in more-preserved biotite granite samples are between
5 and 10 ppm, which are in the same range as the existing data from
less evolved granites of several tin provinces. The metavolcanic acid
rocks have chemical composition different from that of the biotite
granite. They are rich in Mg and have REE pattern different from that
obtained in other rocks from the Breves deposit, which are
characterized by enrichment in HREE. Despite these differences, the
metavolcanic rocks also have chemical signature of within-plate
magmatism. The main ore of the Breves deposit has REE pattern
similar to that of the biotite granite, but its high Co, Ni and As contents
are not consistent with a granite source and are probably derived
from country rocks not identified in the deposit area.
Magmatic biotite from the biotite granite has chemical composition
of biotite from A-type granites, although it has high chlorine contents.
Even secondary biotite always has mean Cl contents higher than F
values. Because of the chemical composition of the analyzed rocks
and micas, the Breves deposit is here interpreted as part of a chlorinerich system, although fluorite is a common mineral in the ore. Among
the ore minerals, only arsenopyrite has anomalous composition,
characterized by high Co contents (up to 10 wt. %) and association
with glaucodot. The same characteristics are observed in löllingite,
which has Co contents in the same range as those from arsenopyrite
and association with safflorite.
The fluids preserved in quartz from mineralized samples are mainly
aqueous, modeled by the H2O-NaCl ± (KCl, MgCl2, FeCl2) system,
have salinity values lower than 9 wt% NaCl equivalent and total
homogenization temperatures (TH) between 150 and 250oC. Rare
H2O-NaCl saturated (40-50 wt% NaCl equiv. and TH = 350-450oC)
fluid inclusions are preserved in quartz from the altered and mineralized
igneous rocks. H2O-NaCl ± (CaCl2) fluids, with varied salinity (1030 wt% NaCl equiv.) and TH ~ 150oC, have been entrapped in orebearing quartz veins that cut the country rocks. d34S data on sulfides
from different ore types vary from 0 to 2 ‰, consistent with magmatic
origin for the sulfur. The fluids in equilibrium with the hydrothermal
assemblages have calculated d18O and dD values of 2.5 to 6.7 ‰ and
-65 to -40‰, respectively. The estimated equilibrium temperatures
obtained on d18O of mineral pairs are 287-481oC, which are in agreement
with fluid inclusion homogenization temperatures.
The Breves deposit has hybrid characteristics, as it has
mineralogical and geochemical characteristics similar to those found
in porphyry-type, IOCG and Sn-W granite-hosted deposits.
Nevertheless, the existing data point to a peculiar type of reduced Cu
± Au deposit, which resulted from a complex evolution that probably
involved the reaction of magma-derived mineralizing fluids and meteoric
waters with preexisting oxidized rocks. Metals such as Cu, Au, Mo,
As and Co, identified in the older deposits of the Carajás region, have
probably been inherited from older rocks. In this proposed situation,
the biotite granite has been responsible for the development of
hydrothermal alteration, the origin of high Sn and W contents and for
the re-concentration of the ore elements.
I. INTRODUÇÃO
competitividade para geração de depósitos gigantes. Os
primeiros resultados não são muito promissores com
relação a esses últimos depósitos, parecendo haver polarização de estilos e de potencial metalogenético, com
a atribuição de maior potencialidade aos depósitos mais
antigos do tipo Cu-Au-óxido de ferro (IOCG). As propostas de modelos para os depósitos paleoproterozóicos
são também variadas, englobando modelos do tipo CuAu-óxido de ferro para Gameleira (Lyndenmayer et al ,
2001), greisen em cúpulas graníticas (Tallarico et al.
2004) ou intrusion-related (Xavier et al. 2005) para
Breves. Assim, este trabalho, no contexto da parceria
entre órgãos de financiamento (FINEP), órgãos governamentais (DNPM), empresas (CVRD), universidades
(UnB), estimulada pela ADIMB, tem o objetivo de caracterizar o Depósito Breves, o mais recente depósito
do tipo Cu ± (Au, W, Mo, Sn) descoberto em Carajás, e
sugerir modelo genético, como contribuição à avaliação
do potencial desse tipo de depósito no contexto da Província Mineral de Carajás.
A Província Mineral de Carajás tem sido, na última
década, palco de intensos trabalhos e importantes descobertas de depósitos de cobre ± ouro e de ouro. Apesar de terem decorrido mais de trinta anos desde a descoberta do primeiro grande depósito de Cu-Au, o depósito do Salobo, em 1972, e de exaustivos estudos, procurando compreender e estabelecer modelos genéticos,
com sugestões variadas de modelos, somente em 1997
foi apresentada a proposta que se tornou mais aceita,
associando os grandes depósitos arqueanos de cobre e
ouro de Carajás ao modelo do tipo Cu-Au-óxido de ferro (Huhn e Nascimento, 1997). Embora ainda motivo de
debates, nesse modelo estão inseridos os depósitos de
classe mundial do Salobo, Igarapé-Bahia, Cristalino e
Sossego. Outros depósitos de Cu-Au, como Águas Claras, Gameleira, Estrela e Breves, considerados de idade
paleoproterozóica, também têm sido alvo de trabalhos
prospectivos e de estudos procurando estabelecer sua
340
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
II. LOCALIZAÇÃO, HISTÓRICO E
METODOLOGIA DE TRABALHO
O Depósito Breves situa-se aproximadamente 9 km a
NE da mina Igarapé-Bahia, na Província Mineral de
Carajás, em região denominada de Platô Breves. O alvo
foi pesquisado pela DOCEGEO e CVRD, com primeiros
resultados da investigação divulgados por Nunes et al.
(2001) e Tallarico et al. (2004), que apresentam um depósito com recursos de cerca de 50 mt de minério
sulfetado, com 1,22% Cu, 0,75 g/t Au, 2,4 g/t Ag, 1.200 g/
t W, 175 g/t Mo, 75g/t Bi e 70 g/t Sn.
O estudo realizado procurou utilizar todas as ferramentas disponíveis para caracterização completa de depósito mineral, envolvendo análise petrográfica,
geoquímica de rocha total e de minerais, geocronologia,
microtermometria de inclusões fluidas, microssonda
Raman, catodoluminescência e geoquímica de isótopos
estáveis. O trabalho foi desenvolvido com amostragem
de testemunhos de sondagem em duas etapas, tendo sido
descritos 21 furos de sonda e recolhidas 194 amostras.
Foram confeccionadas 216 lâminas polidas delgadas e 22
seções polidas.
Geoquímica
As análises químicas de rocha total, em 97 amostras,
foram realizadas no laboratório ACME do Canadá. Os
elementos maiores foram analisados por ICP-AES, após
fusão com LiBO2. Elementos-traço e terras raras foram
analisados por ICP-MS, após fusão com LiBO2, exceto
para os metais-base, cuja extração foi feita por digestão
com água-régia.
Os minerais foram analisados em Microssonda Eletrônica CAMEBAX SX50 do Instituto de Geociências –
Universidade de Brasília (IG-UnB), equipada com quatro
espectrômetros, sistema de dispersão de wave lenght e
ângulo de take off de 40º. A correção dos efeitos de matriz foi feita mediante o programa PAP.
Os silicatos foram analisados, utilizando voltagem de
aceleração de 15Kv, corrente de 25nA e tempo de contagem de 10s. Para óxidos e sulfetos foi utilizada voltagem
de aceleração de 20Kv, corrente de 40nA e tempo de
contagem de 10s. Foram utilizados compostos naturais e
vidros sintéticos como padrões para os elementos.
Geocronologia
As análises geocronológicas foram realizadas no Laboratório de Geocronologia do IG-UnB, em zircão de duas
amostras do granito hospedeiro da mineralização e em
uma amostra de dique de granito subvulcânico. Foram
realizadas ainda 8 análises isotópicas Sm-Nd, com resul-
tados comprometidos pela influência tanto do
fracionamento dos granitos, quanto pela alteração
hidrotermal, não sendo portanto utilizados no trabalho.
Inclusões Fluidas
O estudo de inclusões fluidas foi realizado incialmente
no Laboratório de Microscopia do IG-UnB, onde foram
estudadas inclusões fluidas isoladas, intragranulares, em
quartzo interpretado como estando em equilíbrio com a
paragênese de minério, e inclusões alinhadas ao longo de
microfraturas, interpretadas como secundárias. Análises
microtermométricas e de espectrometria Raman foram
realizadas com o objetivo de estimar a composição e as
condições de aprisionamento dos fluidos.
As medidas das temperaturas de mudança de fase
das inclusões fluidas foram efetuadas em platina modelo
Linkam THMSG600, no Instituto de Geociências da UnB
e na Queen’s University. A calibração do equipamento
foi realizada por medições de temperaturas de fusão de
CO 2 puro (TfCO 2 ), fusão de gelo (Tfg) e de
homogeneização total de água pura (TH(H2O)) em inclusões fluidas de padrões sintéticos FLUID INC. A
reprodutibilidade dos resultados foi de aproximadamente
± 0,1°C entre -56,6 e 30°C e ± 2°C para medições acima
de 30°C.
A primeira fase do estudo microtermométrico compreendeu o resfriamento das inclusões fluidas. Em seguida, inclusões selecionadas foram analisadas em
microssonda Raman, com resultados insatisfatórios, comprometidos pelos sinais muito fracos e não conclusivos.
O aquecimento das inclusões fluidas foi a última fase da
microtermometria, devido à possibilidade de ocorrerem
mudanças de volume, e até mesmo crepitação das inclusões, durante a fase de aquecimento, o que poderia prejudicar ou até mesmo inviabilizar as análises Raman.
A microssonda Raman utilizada foi do tipo XY
CONFOCAL DILOR, do laboratório do Instituto de Física da UnB. O aparelho é equipado com laser de argônio
ionizado, modelo COHERENT INNOVA 90 (5 W) e com
laser de kriptônio ionizado, modelo COHERENT
INNOVA 90K. Um microscópio OLYMPUS equipado
com objetivas de até 100x foi utilizado. Os espectros foram registrados, utilizando-se radiação de excitação de
514,532 nm, laser de 100 mW com diâmetro do feixe
próximo a 1 µm, uma única acumulação e tempo de leitura de 60s. Foram realizadas 15 análises pontuais, incluindo fase gás, fase sólida, fase líquida e matriz.
Amostras representativas foram estudadas em microscópio petrográfico com sistema de catodoluminescência
acoplado, no Instituto de Geociências da UnB, com o objetivo de obter mais um critério de caracterização e distinção das diferentes populações de inclusões fluidas.
341
Caracterização Geológica e Metalogenética do Depósito de Cu ± (Au, W, Mo, Sn) Breves, Carajás
Isótopos Estáveis de O, H e S
As análises isotópicas de oxigênio, hidrogênio e enxofre foram realizadas na Queen’s University (Canadá). As
composições isotópicas de oxigênio foram medidas, usando BrF5, conforme método de Clayton & Mayeda (1963),
e as composições isotópicas de hidrogênio foram determinadas segundo o método de Kyser & O´Neil (1984).
Enxofre dos sulfetos foi extraído online com tecnologia
de fluxo contínuo. As medidas de isótopos estáveis foram
efetuadas em espectrômetro de massa Finnigan MAT 252,
com exceção das medidas de δD em turmalina, obtidas
online no analisador de elementos TC. Todos os valores
são reportados em unidades por mil (‰). Enxofre é referido em relação ao padrão CDT, enquanto oxigênio e hidrogênio são referidos em relação a VSMOW. A precisão analítica é 0,3‰ para valores de 34S e 18O e 3‰ para
valores de deutério. Os fatores de fracionamento isotópico
de oxigênio utilizados foram os sugeridos por Clayton et
al. (1972) para quartzo-água, Zheng (1993) para cloritaágua, Bottinga & Javoy (1973) para biotita-água e Zhang
et al. (1994) para wolframita-água. Os fatores de
fracionamento isotópico de enxofre utilizados foram os
sugeridos por Ohmoto & Rye (1979) para calcopirita-H2S
e pirita-H2S; e os fatores de fracionamento isotópico de
hidrogênio foram os propostos por Graham et al. (1984)
para clorita-água e Suzuoki & Epstein (1976) para biotitaágua.
III. CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL
A Província Mineral de Carajás compreende importante e bem preservada seqüência vulcano-sedimentar
arqueana, sobreposta ao Complexo Xingu, embasamento
granito-gnáissico migmatítico, de natureza tonalítica a
trondhjemítica, de idade em torno de 2,86 Ga, com núcleos ortogranulíticos, pertencentes ao Complexo Pium
(Pidgeon et al. 1998), de idade em torno de 3,0 Ga (Machado et al. 1991; Tallarico et al., 2004) (Figura 1). A
seqüência vulcano-sedimentar arqueana compõe o
Supergrupo Itacaiúnas, comportando rochas de diferentes graus metamórficos, desde anfibolito/granulito, no
Grupo Igarapé-Salobo, até rochas praticamente
indeformadas da fácies xisto-verde do Grupo Grão Pará,
sendo importante o registro de acumulações de rochas
vulcânicas em torno de 2,75 Ga (Tallarico et al., 2000,
2004, Machado et al. 1991, Trendall et al. 1998). Segundo esses autores, dados estratigráficos, geoquímicos e
isotópicos das rochas vulcânicas do Grupo Grão Pará são
indicativos de que a seqüência vulcano-sedimentar formou-se em ambiente de rifte continental. As unidades
anteriores estão recobertas pela Formação Águas Claras, definida por Nogueira et al. (2000), como unidade de
arenitos e siltitos, formada em ambiente marinho raso a
fluvial, com idade em torno de 2,68 Ga (Trendall et al.
1998).
As rochas graníticas da região de Carajás (Figura 1)
estão representadas por suítes arqueanas, incluindo os granitos e dioritos da Suíte Plaquê, mais antigos (~2,74 Ga),
e os granitos alcalinos mais jovens (~2,57 Ga), e por
intrusões paleoproterozóicas, formadas por granitos
anorogênicos de idade em torno de 1,88 Ga (Dall´Agnoll
et al. 1994). A importância das rochas graníticas no contexto de Carajás está relacionada à metalogenia, já que a
gênese dos depósitos de Cu ± Au arqueanos de classe
mundial, como Salobo e Sossego, tem sido discutida envolvendo modelos metalogenéticos do tipo IOCG (Tallarico
et al., 2005), classicamente associados a magmatismo
ácido (Pollard, 2000; Sillitoe, 2003). Para os depósitos de
menor porte, como Gameleira, Águas Claras e, mais recentemente, Breves, os modelos existentes propõem origem associada ao magmatismo anorogênico de 1,88 Ga.
(Lindenmayer et al., 2001; Tallarico et al., 2004).
IV. GEOLOGIA DO DEPÓSITO
O Depósito Breves está hospedado em biotita granito
correlacionável aos granitos anorogênicos, já que apresenta composição química compatível e idade em torno
de 1,88 Ga (Tallarico et al., 2004). Todo o conjunto
granítico do depósito está intensamente hidrotermalizado
e intemperizado nos níveis mais rasos, em que não foi
observada rocha granítica preservada. As amostras mais
preservadas foram obtidas nas sondagens realizadas na
porção NE da área, onde existe, a cerca de 400 metros
de profundidade, aparente apófise de biotita granito (Figura 2). O depósito não possui expressão em superfície,
estando todo recoberto por nível saprolítico, desenvolvido
principalmente sobre meta-arenitos, além de provável
cobertura de solos alóctones. No perfil de intemperismo
do Platô Breves, abaixo da cobertura de solos, de cerca
de 10 a 20 metros, empobrecida em metais, há uma crosta laterítica e, em seguida, um saprólito com Box works
oxidados, associados a veios de quartzo, freqüentemente
mineralizados em ouro (Nunes et al., 2001) (Figura 3A).
Dois tipos de granito foram identificados no depósito,
biotita granito dominante e granito posterior que ocorre
na forma de dique, contendo interessante associação de
faialita, quartzo e magnetita, denominado de granito
subvulcânico. As relações de contato com as rochas
encaixantes mostram que o biotita granito apresenta maiores efeitos de assimilação e o granito subvulcânico mostra contatos mais bruscos.
Nos trabalhos anteriormente desenvolvidos no Depósito Breves (CVRD, 2001; Nunes et al. 2001; Tallarico
et al., 2004) as rochas encaixantes dos granitos foram
342
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Figura 1 – Mapa geológico da região de Carajás,
mostrando as principais minas e depósitos minerais e
a localização do Alvo Breves (simplificado de
DOCEGEO 1988 e Barros e Barbey 1998).
343
Caracterização Geológica e Metalogenética do Depósito de Cu ± (Au, W, Mo, Sn) Breves, Carajás
Figura 2 – Seção transversal 00, representando aspectos da borda do Depósito Breves, onde foram encontradas as porções mais preservadas de biotita granito.
G: localização das amostras com análise
geocronológica; 85: local onde o furo de sonda 85
atravessa a seção.
344
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Figura 3 – (a) seção transversal 400W, representando os principais aspectos da zona mineralizada do Alvo Breves, com
localização dos cortes horizontais realizados nos níveis 450 e 250 (Figura 4) e das amostras representadas na figura 3b.
FR100 representa o ponto onde furo de sonda atravessa a seção. Também está assinalada a região onde ocorre a
epissienitização, entre 347,0 e 353,75 metros; (b) aspectos de biotita granito e de suas principais alterações hidrotermais no
furo de sonda FR73.
consideradas como pertencentes à Formação Águas Claras. De acordo com Nogueira et al. (2000), esta formação constitui uma seqüência arqueana de arenitos e siltitos,
depositados em ambiente litorâneo até fluvial, controlados por tempestades. As descrições dos furos de sonda,
entretanto, indicam que grande parte das rochas
encaixantes do granito Breves é constituída de tipos
litológicos incompatíveis com essa descrição. A presença
de metapsamitos da Formação Águas Claras é indiscutível nos primeiros 100 metros da maioria dos furos descritos, mas, a profundidades maiores, principalmente após a
passagem de rochas denominadas de greisens estéreis
ou greisens azuis em trabalhos anteriores (CVRD 2001),
há uma mudança importante na seqüência estratigráfica,
que passa a ser constituída por materiais de origem vulcânica/vulcanoclástica, riolitos e/ou tufos, provavelmente
intercalados com rochas metassedimentares (Figuras. 2
e 3a). Essa constatação ficou evidente apenas nas etapas finais do trabalho de caracterização do Depósito Breves e, conseqüentemente, não pode ser devidamente
investigada, principalmente por causa da amostragem,
direcionada preponderantemente para materiais de origem granítica. Os trabalhos mostraram que as rochas
encaixantes devem ter tido papel fundamental na geração do depósito de Cu, Au, W, Mo e Sn, como será discutido mais adiante, sendo imprescindível sua melhor caracterização em trabalhos futuros.
345
Caracterização Geológica e Metalogenética do Depósito de Cu ± (Au, W, Mo, Sn) Breves, Carajás
Figura 4 – Seções geológicas de níveis mineralizados do Depósito Breves, elaboradas a partir de perfis geológicos, modificados de DOCEGEO (2001).
V. PETROGRAFIA
A análise petrográfica das amostras do Depósito Breves foi desenvolvida a partir de amostras de testemunhos
de sondagens, sendo apresentada em três blocos: i) granitos e encaixantes mais preservados do hidrotermalismo;
ii) rochas hidrotermais, com ênfase na potassificação e
na alteração fengítica-clorítica; iii) zona mineralizada.
Granitos e Encaixantes
Biotita granito
Amostras de biotita granito inalterado foram encontradas mais preservadas nos furos 82, 98 e 100, tendo
sido também identificado nos furos 73, 129 e 135.
O biotita granito é rocha holocristalina, fanerítica, aproximadamente equigranular com granulação média (Figura 5a), constituída por quartzo, feláspato potássico,
plagioclásio e biotita, em proporção indicativa de
sienogranito (Figura 6a). Os acessórios são zircão, allanita,
fluorita e alguns raros minerais opacos, pirita, calcopirita
e ilmenita, principalmente. Nas regiões de contato pode
apresentar granulação mais fina e efeitos de acumulação
de cristais, tanto de feldspatos quanto de biotita, bem como
estruturas indicadoras de fluxo (Figura 5b). Nesse caso a
textura mais comum passa a ser inequigranular porfirítica,
com fenocristais de quartzo, precoces, localmente
subédricos e aspecto sujo devido à presença de microinclusões, e, mais raramente, feldspato envolto por matriz
mais fina com textura gráfica. O contato com a encaixante
é sempre difuso, marcado por texturas de assimilação
(Figura 5a, b e c).
As amostras de biotita granito estudadas sempre apresentam alguma evidência de potassificação, com substituição parcial de biotita primária, de cor marrom–
avermelhada, por biotita secundária de cor verde (Figura
6b) e de ortoclásio, rico em microinclusões, por microclínio
límpido. Além da potassificação, o biotita granito sempre
apresenta alguma alteração fengítica-clorítica, com substituição parcial dos feldspatos, principalmente plagioclásio,
por muscovita e alguma cloritização de biotita. Fluorita e,
mais raramente, carbonatos, são minerais comuns associados a essas alterações. Em uma única amostra (FR98459,16) constatou-se a presença de turmalina secundária, de cor verde azulada.
Foi constatada a presença de autólitos nas amostras
FR73-471,25; FR98 – 459,16; FR98-461,63; FR100-
346
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
(a)
(b)
(c)
(d)
(e)
(f)
(g)
(h)
(i)
Figura 5 – Aspectos das principais feições macroscópicas de granitos e minérios do Depósito Breves. (a), (b) e (c): biotia
granito nas proximidades do contato com encaixante metavulcanossedimentar, com vênulas preenchidas principalmente por
biotita e quartzo ou clorita, muscovita, quartzo e sulfetos e veios de quartzo, contendo wolframita e molibdenita. Na Figura
5B, a amostra superior possui estruturas de fluxo e acumulação de cristais, com porções claras e escuras, ricas, respectivamente, em feldspatos e biotita; (d) Faialita–hornblenda–biotita granito, também próximo ao contato, evidenciando menor interação
com a encaixante do que o biotita granito; (e) e (f): minério principal com disseminação de sulfetos, concentração maciça de
sulfetos em vênulas e concentração de wolframita em veios de quartzo (foto superior). (g) veios de quartzo nas proximidades
do contato entre o biotita granito e a encaixante metavulcânica. A cor amarelada é devida ao enriquecimento em sulfetos,
principalmente calcopirita e arsenopirita. (h) concentração maciça de sulfetos em veios concordantes e discordantes na
encaixante metavulcanoclástica; (i) calcopirita maciça em zona de brecha, concentrada preferencialmente entre os fragmentos de rochas encaixates.
477,85; FR135-473,50; FR135-473,78, cuja composição
mineralógica é a mesma do granito, com o mesmo grau
de alteração e biotita oticamente idêntica. Os autólitos,
entretanto, apresentam granulação mais fina e, localmente, maior conteúdo em muscovita do que o granito hospedeiro.
Granito subvulcânico – faialita–hornblenda-biotita
granito
O granito subvulcânico foi observado nos intervalos
FR85-418,20/453,90 e FR100-539,0/544,0, aparentemente na forma de dique que corta as demais rochas do Alvo
Breves (Figura 2).
Ao contrário do biotita granito dominante, os contatos
do granito subvulcânico são bruscos e provocam
brechação nas rochas encaixantes, não sendo observa-
dos efeitos de assimilação (Figura 5d). A textura dominante é porfirítica com matriz de granulação fina a média, em que é comum observar intercrescimento gráfico,
atestando seu caráter sub-vulcânico. É constituída por
quartzo, ortoclásio, plagioclásio, biotita vermelha e, mais
raramente, anfibólio e faialita (Figura 6d), com allanita,
apatita e zircão como acessórios.
Quartzo ocorre como fenocristais euédricos a arredondados, localmente apresentando golfos de corrosão,
como constituinte da matriz, em grãos menores, anédricos,
com alguma extinção ondulante, ou constituindo
intercrescimento gráfico com feldspato da matriz.
Feldspato potássico é encontrado como fenocristais e
como constituinte da matriz. Em ambos os casos o hábito
varia de tabular a anédrico e, praticamente, não mostra
alteração para mica branca. Plagioclásio, também encontrado como fenocristais ou como constituinte da matriz,
347
Caracterização Geológica e Metalogenética do Depósito de Cu ± (Au, W, Mo, Sn) Breves, Carajás
(a)
(b)
(c)
(d)
(f)
(e)
Figura 6 – Fotomicrografias (N//), apresentando as feições principais dos granitos e de suas alterações. (a) biotita granito
com textura equigranular dominante e biotita primária (Bi) de cor marrom escuro; Qz: quartzo, Pl: plagioclásio, Kf: feldspato
potássico; (b) granito potassificado, com alteração fengítica-clorítica avançada, correspondente à amostra 5 da Figura 3B,
na qual se pode observar restos de biotita primária, biotita parcialmente reequilibrada, de cor marrom claro, biotita secundária de cor verde e turmalina verde (Tu); (5 , 6 e 7 indicam os pontos das análises de mesmo número, na Tabela 5) ; (c) biotita
secundária em microveio em biotita granito ( F: fluorita); (d) granito subvulcânico com a associação faialita (fa)–quartzo–
magnetita (opaco); (Hn: hornblenda); (e) minério disseminado, com sua textura típica, correspondente à amostra da Figura
5E. (f) Porção rica em turmalina verde no minério principal, com restos da biotita primária do granito e borda de turmalina
marrom.
ocorre como cristais tabulares a anédricos e mostra importante alteração para muscovita.
A textura mais importante da rocha está representada
pelos aglomerados de grãos arredondados de faialita,
sempre envoltos por auréola constituída por magnetita e
quartzo finamente intercrescidos, que também preenche
as fraturas (Figura 6d). Discussão dessa textura e de
seu significado é apresentada no item sobre química
mineral. Anfibólio ocorre disseminado, como grãos
intersticiais maciços a poiquilíticos, cuja maior
348
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
concentração é encontrada em torno dos aglomerados
de olivina (Figura 6d).
Outra característica marcante do granito subvulcânico
é a concentração de minerais acessórios como allanita e
zircão, cujo melhor exemplo é encontrado na amostra FR
100 – 453,80. Entre os acessórios foram observadas ainda ilmenita, pirita e calcopirita. Em algumas amostras, a
pirita chega a formar fenocristais anédricos, intersticiais
e, às vezes, poiquilíticos.
Rochas encaixantes
A petrografia das rochas encaixantes será concentrada apenas nos materiais de provável derivação vulcânica,
denominados, preliminarmente, de metatufo e
metavulcânicas ácidas. As rochas metassedimentares de
topo encontram-se muito intemperizadas e nas porções
mais profundas foram poucas as amostras com características de origem sedimentar. Vale ainda ressaltar que
muitas rochas descritas macroscopicamente como prováveis sedimentos, mais por influência dos dados existentes, revelaram-se incompatíveis com essa classificação.
Metatufo
O metatufo foi identificado no furo 84, entre 241 e 244
metros e no furo 135, entre 473 e 478 metros. É rocha de
granulação fina a muito fina, constituída de fenocristais
ou fragmentos de turmalina zonada e de biotita, imersos
em matriz formada por muscovita, biotita e algum quartzo. Foi observada ainda fraca disseminação de calcopirita,
arsenopirita e rutilo. Localmente, a textura da rocha sugere a presença de estruturas de fluxo.
Quartzo e biotita ocorrem como cristais pequenos,
anédricos, associados à massa de muscovita que constitui cerca de 70% da rocha. Biotita, de cor marromavermelhada e sem evidências de alteração, também pode
ocorrer como lamelas maiores disseminadas na rocha.
Turmalina ocorre como cristais subédricos a euédricos,
de até 1,5mm de comprimento, dispersos na rocha.
Caracteristicamente possui cor marrom–avermelhada
podendo ou não estar zonada, apresentando bordas de
cor azul.
Metavulcânicas ácidas
As rochas denominadas de metavulcânicas ácidas
englobam fácies com aspectos de metarriolito e fácies
com aspectos de rocha piroclástica. Essas rochas foram
encontradas nos furos 85, 96, 98, 100 e 149. As amostras
mais representativas foram encontradas em FR85-145,65;
FR96-210,10; FR96-210,60; FR100-257,70; FR149190,50; FR149-204,30;FR149-204,48 e FR149-212,60.
As fácies com aspecto de metarriolito possuem
textura porfirítica e contêm fenocristais de quartzo,
ortoclásio, plagioclásio e, mais raramente, pirita e
calcopirita, envoltos por matriz fina, localmente afanítica,
constituída por quartzo, ortoclásio, plagioclásio e biotita
(Figura 6e). Nas amostras FR85-145,65 e FR96-210,10
foram identificados alguns fragmentos líticos, constituídos por quartzo, clorita e muscovita em grandes lamelas,
com evidências de arredondamento (reabsorção). Em
outras amostras, como FR100-340,65 e FR100-347,70, a
rocha apresenta textura semelhante à de rochas
piroclásticas, em que se observam porções recristalizadas,
que poderiam representar antigas púmices. Nesse caso,
as amostras seriam indicativas de ignimbritos.
As rochas metavulcânicas ácidas apresentam importante alteração fengítica-clorítica, acompanhada ou não
de turmalinização, no mesmo estilo daquela encontrada
em granitos, porém mais pobre em sulfetos. Essa alteração foi denominada, nos trabalhos anteriores realizados
no Depósito Breves (CVRD, 2001), de greisens estéreis, ou greisens azuis no caso de enriquecimento em
turmalina, constituindo verdadeiros turmalinitos. Embora
obliterada pela turmalinização, ainda é possível identificar
restos de textura porfirítica, semelhante à de riolitos. O
turmalinito foi identificado nas amostras FR85-146,25;
FR98-114,80; FR98-115,00; FR98-115,10; FR96-208,00.
A melhor representação da seqüência de rochas
metavulcânicas é encontrada no furo 149, no intervalo
entre 200 e 320 metros, associada a uma seqüência de
brechas, com importante concentração de sulfetos em
alguns níveis, nas proximidades de brechas hidrotermais
(Figura 7).
Alteração Hidrotermal
Potassificação
A potassificação constitui alteração abrangente no
contexto do Depósito Breves, desenvolvendo-se principalmente sobre o biotita granito e formando auréola ao
redor da zona fengítica-clorítica (Figuras 3 e 4). Algumas
amostras potassificadas mostram feições, como
granulação mais fina associada a restos de textura
porfirítica, comparáveis às de rochas metavulcânicas ácidas. A potassificação é caracterizado pela substituição
de biotita primária por biotita secundária, neoformação
de biotita e substituição dos feldspatos primários por
microclínio, podendo levar à formação de rochas constituídas unicamente por microclínio e biotita, como nas
amostras FR129-350,85 e FR129-350,95, e até mesmo
epissienito.
A epissienitização foi identificada unicamente no furo
73, em pequeno intervalo entre 347 e 353,75 metros, no
349
Caracterização Geológica e Metalogenética do Depósito de Cu ± (Au, W, Mo, Sn) Breves, Carajás
interior da zona mineralizada principal. Caracteriza-se pela
lixiviação do quartzo original da rocha com o preenchimento, parcial a total, das cavidades por fluorita e/ou carbonato. Também se constatou o aporte tardio de sílica à
rocha. O quartzo neoformado é prismático, localmente
bipiramidado, preenchendo as cavidades deixadas pela
episienitização. A precipitação de fluorita e/ou carbonato
parece ser posterior à de quartzo. Apesar de ser alteração interessante para o estudo do hidrotermalismo, descrita anteriormente, com certa ênfase, por Tallarico et al.
(2004), a epissienitização não tem importância
metalogenética no contexto do Depósito Breves, tendo
sido identificada em um único furo de sonda, em intervalo
de sete metros, completamente estéril.
Uma característica importante das rochas
potassificadas e epissienitizadas é o elevado grau de
metamictização de zircão e allanita.
Alteração fengítica-clorítica
A alteração fengítica-clorítica constitui a alteração
hirdotermal mais importante no depósito, sendo, entretanto, necessário ressaltar que essa denominação ainda é
motivo de discussão. Os primeiros trabalhos sobre Breves descrevem essa alteração como greisenização. Entretanto, os aspectos mineralógicos e químicos do depósito, além da natureza pouco evoluída do sistema granítico,
não apóiam essa denominação. Denominação do tipo alteração fílica, por exemplo, também não é adequada, já
que não há lixiviação de magnésio. Assim, a denominação de alteração fengítica-clorítica está sendo utilizada
por ser coerente com o enriquecimento em fengita e
clorita, cujas composições são, respectivamente, de
muscovita e chamosita.
No Depósito Breves a alteração fengítica-clorítica
implica no desaparecimento de feldspatos e biotita e sua
substituição por muscovita, clorita, turmalina e quartzo,
resultando em rocha de coloração escura, que constitui o
minério principal (Figuras 3b, 5e e 6e). As principais evidências de que o minério principal se desenvolveu por
substituição de biotita granito estão representadas pelos
aspectos seguintes: i) restos de biotita magmática em aglomerados de turmalina (Figura 6f); ii) enriquecimento em
Ti em turmalina desenvolvida sobre antiga biotita, gerando cristais zonados; iii) presença de óxidos de Fe e/ou Ti
em clorita, indicando sua formação sobre antiga biotita e
iv) cristais prismáticos de zircão, idênticos àqueles encontrados no granito.
A alteração fengítica-clorítica também está presente
nas rochas encaixantes nas proximidades do corpo
mineralizado ou de rochas graníticas. A nordeste do corpo principal, no furo de sonda 149, foi observado importante sistema de brechas, com faixas mineralizadas
Figura 7 – Descrição da zona de brecha na encaixante a NE
do corpo mineralizado do Depósito Breves. Foto representa
fenocristal de quartzo magmático com golfos de corrosão em
matriz riolítica. Os bolsões de sulfeto maciço têm a aparência
daqueles representados na Figura 5I.
(Figuras 2 e 7), tendo sido o setor onde foram encontradas as maiores concentrações de cassiterita (Figuras 8e
e 8f). Nos intervalos entre 272 e 295 metros e entre 317
e 320 metros são importantes as concentrações maciças
de calcopirita, envolvendo completamente os fragmentos
das brechas hidrotermais (Figura 5I).
Zona Mineralizada
A mineralização principal está associada à zona
hidrotermal gerada pela alteração fengítica-clorítica, que
constitui corpo homogêneo, cujas dimensões máximas
estão estimadas em cerca de 200 metros de espessura e
500 metros de comprimento, podendo ser contínuo, em
profundidade, por cerca de 400 metros. O corpo possui
alongamento NNW, mergulhando fortemente para NNE
(Figura 3a).
A rocha mineralizada apresenta textura xenomórfica
e é constituída de matriz de grãos de quartzo, com
muscovita e clorita intersticiais. Os sulfetos se concentram preferencialmente nas porções mais micáceas e
englobam os minerais silicáticos (Figura 6e).
350
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Os principais minerais de minério do Depósito Breves
são calcopirita, arsenopirita cobaltífera, pirita, molibdenita,
pirrotita, wolframita, cassiterita e bismutinita (Figuras 8 e
9). Outros minerais presentes são marcassita, löllingita,
glaucodoto, safflorita, estanita, scheelita, berilo, fenacita,
calcosita, covelita. O ouro, presente em quantidades muito pequenas no granito e na rocha encaixante alterados,
ocorre como inclusões em arsenopirita (Figura 8d) e, mais
raramente, glaucodoto e calcopirita, quase sempre acompanhado de bismuto nativo. Nos furos 98 e 100 ocorrem
sistemas de veios de quartzo mineralizados, nos quais foram identificados vários grãos de ouro como inclusões
em arsenopirita cobaltífera e glaucodoto (Figura 8c) Sistemas venulares são comuns nas encaixantes
metassedimentares e metavulcânicas, nas quais veios de
quartzo podem conter importantes concentrações de minério.
Outros minerais comuns que acompanham as associações hidrotermais mineralizadas são fluorita, rutilo/
anatásio, ilmenita, carbonato, apatita, xenotima, monazita,
uraninita e torita. Sob esse aspecto, chamam a atenção
os veios enriquecidos em monazita, xenotima, apatita rica
em ETR e uraninita, que podem significar importantes
concentrações de U e ETR no Depósito Breves, além da
grande concentração de fluorita. Contrapondo essa asso-
ciação comum em granitos de tendência alcalina, aparece o enriquecimento em cobalto na paragênese sulfetada,
com formação de glaucodoto e safflorita, incomum em
associações graníticas.
As zonas hidrotermalizadas no Depósito Breves podem ser compartimentadas em seis tipos distintos, com
associações minerais características, em variedade e
quantidade. Resumo dos tipos de minério e minerais associados é apresentado na figura 9. As principais características e minerais mais importantes são:
I – Zona Potássica. Fraca disseminação de minério.
Calcopirita + pirita + pirrotita ± molibdenita ±
cassiterita ± wolframita
II – Minério disseminado principal. Disseminação
média, mas constante por dezenas até centenas
de metros, associada à alteração fengíticaclorítica (Figura 5e). Concentrações maciças de
sulfeto em vênulas (Figura 5f).
Calcopirita + pirrotita + arsenopirita + pirita +
molibdenita + ouro + wolframita (± scheelita)
III – Veios nas proximidades do contato entre granito
e encaixantes. Concentrações maciças de sulfetos
e wolframita com quartzo (Figura 5g). Nos veios
ricos em biotita foram identificadas as maiores
concentrações de minerais de terras raras.
(c)
(a)
(b)
(d)
(e)
(f)
Figura 8 – Fotomicrografia em luz refletida (N//) das principais associações de minerais de minério. (a) Relações entre
arsenopirita cobaltífera (aspy (Co) precoce e calcopirita em veio de sulfeto maciço no minério principal; (b) veio de quartzo
no minério principal, rico em calcopirita, pirrotita (amarelo) e wolframita. As manchas escuras irregulares em wolframita
representam scheelita; (c) grãos de ouro (Au), acompanhados de bismuto nativo (Bi) e bismutinita (Bt), inclusos em glaucodoto
(Gl), associados a veios de quartzo (Qz) no contato granito-encaixante; (d) grão de ouro e pirita (py), inclusos em arsenopirita,
no minério principal; (e) aspecto, em luz transmitida, dos grãos de cassiterita na zona de brecha do furo 149, associada aos
bolsões de sulfeto da Figura 5I; (f) grão de cassiterita da foto anterior em luz refletida com borda parcialmente substituída
por estanita e rara herzenbergita (SnS).
351
Caracterização Geológica e Metalogenética do Depósito de Cu ± (Au, W, Mo, Sn) Breves, Carajás
Figura 9 – Minerais associados às áreas hidrotermalizadas e aos tipos de minério do Depósito Breves, com indicações sobre
concentração e cronologia relativas.
Calcopirita + arsenopirita (± löllingita ±
glaucodoto ± safflorita) + bismutinita + Bi-nativo + ouro + molibdenita + wolframita + cassiterita
+ monazita + xenotima + apatita.
IV – Disseminação nas encaixantes. Fraca disseminação em zonas hidrotermalizadas mais superficiais. Maiores concentrações de turmalina.
Pirita + calcopirita + arsenopirita ± pirrotita
V – Veios na Encaixante (Figura 5h)
Pirita + calcopirita + pirrotita + monazita +
xenotima + apatita
VI – Brechas na encaixante (Figura 5i)
Calcopirita + pirita + pirrotita + arsenopirita +
cassiterita (± estanita) + wolframita (± scheelita).
das as amostras estudadas, já que não houve possibilidade de amostragem sistemática mais distante da zona
mineralizada. Nesse aspecto, a utilização de elementos
maiores para análise de parâmetros como alcalinidade e
aluminosidade está seriamente comprometida e não será
abordada. Análises representativas de granitos, granito
potassificado e encaixantes encontram-se na Tabela 1 e
os diagramas mais importantes para discussão das relações entre essas rochas são apresentados nas figuras
10 e 11.
Os minérios, cujas análises representativas encontramse na Tabela 2, também serão abordados neste item, com
o objetivo de discutir seu provável protolito e o enriquecimento em elementos metálicos.
VI. LITOGEOQUÍMICA
Biotita granito e granito subvulcânico
A discussão sobre litogeoquímica do Alvo Breves
será feita primeiramente com base nas amostras menos
alteradas de granitos e encaixantes metavulcânicas.
Mesmo assim, deve ser ressaltado que efeitos de
reequilíbrio tardi/pós-magmático estão presentes em to-
O biotita granito dominante no Depósito Breves é caracterizado por razão MgO/TiO2 ligeiramente maior ou
próxima de 1, semelhante àquelas descritas para granitos
do tipo A (Figura 10a). O granito subvulcânico possui essa
razão em torno de 0,5, embora também tenha caracterís-
352
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Tabela 1 – Análises de amostras representativas de granitos e de rochas encaixantes do Depósito Breves (< abaixo do limite
de detecção; óxidos e S em % peso; Au em ppb; demais elementos em ppm)
ticas de granito tipo A. Nos demais diagramas esses granitos são muito semelhantes, caracterizados pelo enriquecimento em Ba, Zr, Nb, Y e terras raras.
O biotita granito tem padrão de terras raras (TR) pouco fracionado semelhante aos granitos do tipo A de mesma idade, descritos por Dall´Agnol et al. (1994) na re-
353
Caracterização Geológica e Metalogenética do Depósito de Cu ± (Au, W, Mo, Sn) Breves, Carajás
(a)
(b)
(d)
(c)
(f)
(e)
(g)
(h)
Figura 10 – Relações entre elementos maiores e elementos-traço mais importantes na discussão petrológica dos granitos e
rochas encaixantes do Depósito Breves.
gião. O granito subvulcânico com olivina apresenta padrão peculiar, sem a característica anomalia negativa de
Eu, mas com fracionamento e concentração média de
terras raras semelhantes. Embora, em alguns diagramas,
como, por exemplo, Nb x Ta (Figura 10d), as amostras
dos granitos pareçam indicar um único conjunto evolutivo
e considerando que essas mesmas amostras represen-
tem líquidos graníticos, a diferença no padrão de terras
raras sugere que o granito subvulcânico e o biotita granito principal não são co-magmáticos. Evidências para essa
interpretação serão também apresentadas no capítulo sobre geoquímica isotópica. Ambos os granitos têm concentrações de Nb, Y e Rb indicativas de granitos intraplaca
(Figura 12).
354
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
(a)
(b)
(c)
(d)
Figura 11 – Diagramas de terras raras normalizados ao condrito (Boynton 1984), comparando os padrões dos conjuntos de
rochas mais homogêneos do Depósito Breves.
A discussão sobre concentração de elementos
mineralizadores, como Cu, Au e Sn nos granitos está comprometida pelo hidrotermalismo. As centenas de ppm de
Cu, dezenas de ppm de Sn e dezenas de ppb de Au (Figuras 10e, 10f e 10g) são muito provavelmente produtos de
enriquecimento tardi/pós-magmático, com provável aporte
de Cu e Au a partir das rochas encaixantes. A respeito de
Sn, vale salientar que os valores encontrados no granito
subvulcânico e em amostras mais preservadas do biotita
granito estão entre 5 e 10 ppm e são compatíveis com os
teores encontrados nos granitos mais precoces de províncias estaníferas brasileiras (Botelho & Moura 1998;
Lenharo et al. 2002).
Rochas metavulcânicas ácidas
As rochas englobadas sob a denominação de
metavulcânicas ácidas, incluídos aqui tufos e metarriolitos,
têm comportamento geoquímico semelhante, quando são
observados os elementos menos móveis. Apresentam razão MgO/TiO2 muito elevada, entre 5 e 40, muito distinta
daquelas encontradas nos granitos (Figura 10a). Juntamente com o enriquecimento em MgO, as rochas apresentam altos teores de elementos incompatíveis, como Rb,
Sn, Be, Nb e Ta (Tabela 1 e Figura 10c e 10d). Considerando o comportamento usual desses elementos em am-
bientes graníticos, é provável que os valores de MgO representem as concentrações primárias existentes nessas
rochas e que o enriquecimento em elementos incompatíveis esteja relacionado à intrusão dos granitos do tipo A.
As rochas metavulcânicas ácidas têm, no conjunto,
assinatura de magmatismo intraplaca (Figura 12), com
ligeiro deslocamento para o domínio de magmatismo sintectônico, devido ao provável enriquecimento secundário
em Rb.
O padrão de TR é anômalo entre os demais, apresentando, em relação aos granitos, forte empobrecimento em
terras raras leves e enriquecimento em terras raras pesadas, resultando em padrão plano ou ascendente, com forte anomalia negativa de Eu. Rochas, cujo padrão de TR é
semelhante, foram descritas no Depósito de Gameleira,
em Carajás, e os padrões ascendentes foram atribuídos a
forte influência de turmalina e fluorita (Lindenmayer et
al., 2001). Essa interpretação não se aplica ao Depósito
Breves, pois tanto amostras mineralizadas, também ricas
em turmalina e fluorita, como FR84-241,53, e amostras
preservadas como FR82-250,10 têm o mesmo padrão de
terras raras. O enriquecimento em terras raras pesadas
apresenta boa correlação com teores elevados de ítrio,
sugerindo influência de concentrações de xenotima nessas rochas, observada principalmente em microveios.
355
Caracterização Geológica e Metalogenética do Depósito de Cu ± (Au, W, Mo, Sn) Breves, Carajás
A concentração de elementos mineralizadores no conjunto metavulcânico ácido é muito variável, principalmente
em relação a Cu, Au, Mo, Bi e As. Por outro lado, os
maiores teores de Sn e W foram verificados nessas rochas, mesmo em amostras mais preservadas da alteração hidrotermal. Existe boa correlação positiva entre Sn
e Cu na maioria das amostras, embora existam amostras
de granito e encaixantes, em que o aumento de Sn não é
acompanhado por Cu (Figura 10g). O mesmo tipo de correlação existe para Sn e Au, embora com maior
espalhamento das amostras analisadas (Figura 10h).
Rochas Potassificadas
A maior parte das rochas potassificadas possui assinatura geoquímica comparável à do biotita granito (Figuras 10a e 10b). Entretanto, algumas amostras são semelhantes às metavulcânicas, e mesmo ao granito
subvulcânico, quando observados parâmetros como Ti,
Mg, Ta, Nb, e terras raras, cuja concentração e/ou
fracionamento não parecem ter sido afetados pela
potassificação. Conteúdos menores em terras raras e
padrão pouco fracionado, com anomalia negativa de Eu,
são indicativos de rochas metavulcânicas, enquanto padrão sem a anomalia de Eu é comparável ao granito
subvulcânico (Figuras 11a, 11b e 11c).
As rochas potassificadas apresentam leve enriquecimento em elementos mineralizadores como Sn, Cu, Au e
W. Os conteúdos mais elevados, que podem chegar a 1%
de Cu e 1 ppm de Au, referem-se a concentrações localizadas, sem importância econômica no contexto do depósito.
Mudança química importante durante a potassificação é representada pela diminuição do conteúdo de Zr, do
granito para o granito potassificado (Figura 13). O empobrecimento em Zr está relacionado a provável desestabilização de zircão, que favorece a metamictização. Como
salientado no item sobre petrografia, zircão do granito
potassificado é o mais metamíctico. Essa mudança causa
alguma confusão entre rochas graníticas alteradas e rochas metavulcânicas, originalmente mais empobrecidas
em Zr, indicando que o uso desse elemento como parâmetro de caracterização litológica deve ser visto com
cautela.
Rochas Mineralizadas
A discussão sobre a litogeoquímica das rochas
mineralizadas tem como objetivo principal a caracterização dos prováveis protolitos do minério, cuja definição é
essencial para uma proposta de modelo do Depósito Breves. Nesse aspecto, deve ser salientado que a amostragem,
na maioria das vezes, difere daquela utilizada pela em-
Figura 12 – Diagrama discriminante de ambiente tectônico
de Pearce et al. (1984) para rochas graníticas, aplicado aos
conjuntos de rochas pouco hidrotermalizadase mais homogêneas do Depósito Breves. VAG: arco magmático; SYN-COL:
sincolisional; WPG: intraplaca; ORG: dorsal oceânica.
Figura 13 – Diagrama K2O/Na2O x Zr, comparando amostras
de biotita granito, sem alteração e potassificadas.
presa, cujo objetivo principal é estabelecer o volume de
minério e seu teor médio. Assim, algumas amostras utilizadas neste trabalho podem ser mais suscetíveis a efeitos de pepita, embora no caso do minério disseminado
tenham sido consideradas apenas amostras sem
venulações. Por outro lado, existe também a possibilidade de amostras com teores, principalmente de Cu, abaixo
da média do intervalo ao qual pertence.
A assinatura geoquímica do minério disseminado mostra algumas peculiaridades, quando analisados os elementos que estão sendo considerados menos móveis, como
Ti, Mg, Nb e Ta. A razão MgO/TiO2 não é compatível
com aquelas observadas nas rochas hospedeiras pouco
356
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Tabela 2 – Análises representativas dos vários tipos de rocha mineralizada do Depósito Breves. (limite de detecção: < mínimo,
> máximo; óxidos e S em % peso, Au em ppb; demais elementos em ppm)
357
Caracterização Geológica e Metalogenética do Depósito de Cu ± (Au, W, Mo, Sn) Breves, Carajás
(a)
(b)
(c)
(d)
(f)
(e)
(g)
(h)
Figura 14 – Relações entre elementos maiores e elementos-traço mais importantes na caracterização dos tipos de minério do
Depósito Breves.
358
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
ou não alteradas, apresentando distribuição intermediária
entre aquelas observadas em biotita granito e nas rochas
metavulcânicas ácidas (Figuras 14a e 14b). Por outro lado,
as concentrações e relações ente Ta e Nb são comparáveis às do biotita granito.
Os padrões de terras raras do minério disseminado
são comparáveis aos do biotita granito. Embora algumas
amostras de minério mostrem enriquecimento em terras
raras, o fracionamento médio continua o mesmo do biotita
granito. Vale salientar que, em uma dezena de análises
do minério, não foi observado padrão comparável ao espectro de terras raras das rochas metavulcânicas.
Os elementos metálicos mostram distribuição heterogênea entre os vários tipos de minério. A correlação positiva entre As e Co é a melhor encontrada e está relacionada à associação de arsenetos, que compreende
arsenopirita cobaltífera, glaucodoto e safflorita. A maior
concentração de Co, As e Bi foi encontrada nos sistemas
de veios localizados tanto no granito potassificado quanto
nas encaixantes, nas proximidades do contato entre ambos. Esses veios são também os mais enriquecidos em
Au, com teores de até 30 ppm de Au, atestando a relação
entre Au, Bi e As. Os veios mineralizados nas proximidades do contato entre granito e encaixantes aparecem como
alvo adicional para busca de mineralizações auríferas no
Depósito Breves. Neles foram observados a maior concentração e os maiores grãos de ouro em seções polidas
(Figura 8c). Deve ser ressaltada a concentração de Co
nesses veios, cujos teores estão próximos de 0,5%.
O minério disseminado também mostra boa correlação
entre Au, Bi e As, bem como entre Au e Cu, mas com
concentração de Au menor do que aquela observada nos
veios localizados nas proximidades do contato entre granito potassificado e as rochas encaixantes. Os teores de Cu
estimados compõem média em torno de 0,8%, inferior àquela divulgada na literatura (1,2 %, Tallarico et al., 2004).
Essa diferença é decorrente da amostragem realizada para
este trabalho, não adequada para cálculo de teores médios
em grandes intervalos dos furos de sonda.
A maior parte das concentrações de Mo em todos os
tipos de minérios analisados está abaixo da média de 175
ppm, reportada por Tallarico et al. (2004), sendo que o
valor máximo encontrado não ultrapassa 1000 ppm. Esse
elemento mostra boa correlação com Cu (Figura 14e),
mas não tem, por exemplo, a mesma importância encontrada nos depósitos de Cu-Mo pórfiro. Nesse aspecto,
vale ressaltar que no Depósito Breves cobalto possui concentração mais expressiva do que a de molibdênio.
O estanho também não revelou concentrações excepcionais no Depósito Breves, com teores máximos da ordem de 1000 ppm e média em torno de 100 ppm, considerados todos os tipos de minério (Figura 14f). Embora estanho, entre os elementos mineralizadores do Alvo Bre-
ves, seja o de maior afinidade com o tipo de granito aí
encontrado, suas maiores concentrações médias são
exograníticas e estão associadas às brechas e aos veios
na encaixante, onde foi observada a maior quantidade de
cassiterita e estanita (Figura 8e e 8f).
A distribuição de tungstênio no Depósito Breves está
bem correlacionada à distribuição de Sn, apenas no minério disseminado. Mesmo assim, duas amostras, cuja concentração de W está acima de 1%, não mostram enriquecimento correspondente em Sn. Desconsiderando essas duas amostras, o teor médio de W fica próximo do
valor de 1200 ppm, reportado por Tallarico et al. (2004).
Merecem ainda destaque as elevadas concentrações de
W encontradas nos veios e brechas, algumas sem enriquecimento correspondente em Sn, atestando a importância de tungstênio no Depósito Breves (Figura 8d), ao
lado de Cu e Au.
VII. QUÍMICA MINERAL
As principais fases minerais observadas no Alvo Breves foram analisadas por microssonda eletrônica,
objetivando sua caracterização química. Foram analisados silicatos, óxidos e sulfetos. Para discussão das composições e sua importância no contexto magmático e
metalogenético, os minerais foram divididos em minerais
de ganga, em sua maioria silicatos, e em minerais de minério, compreendendo, principalmente, sulfetos e óxidos
comumente associados nas rochas mineralizadas.
Minerais de Ganga
Feldspatos
Com exceção do epissienito, feldspatos (ortoclásio e
plagioclásio) sempre foram encontrados em rochas com
pouca ou nenhuma alteração hidrotermal (biotita granito,
granito subvulcânico, rochas metavulcânicas ácidas). Em
todos os casos, plagioclásio sempre mostra alguma alteração para muscovita, enquanto ortoclásio apresenta substituição parcial a total por microclínio secundário, localmente mostrando alteração também para muscovita. Em
granitos hidrotermalizados e no minério os feldspatos foram completamente substituídos por micas.
Foi analisado feldspato potássico encontrado em epissienito, biotita granito, granito subvulcânico e rochas metavulcânicas. O plagioclásio analisado foi encontrado em
granito e nas rochas metavulcânicas.
Os dados de plagioclásio individualizam-se em dois
grupos: o primeiro corresponde àquele encontrado em
granito e granito alterado e possui composição variando
entre An25 e An31 (oligoclásio/andesina). Algumas análises forneceram composição de albita (An0,8) sugerindo
359
Caracterização Geológica e Metalogenética do Depósito de Cu ± (Au, W, Mo, Sn) Breves, Carajás
albitização de plagioclásio, ainda que incipiente, ou início
de descalcificação do mesmo. O segundo grupo corresponde a plagioclásio encontrado nas rochas metavulcânicas, que possui composição de albita pura, com teor de
anortita variando entre 0 e 2%.
Independentemente do tipo de rocha em que feldspato
potássico foi encontrado, os dados químicos se individualizaram em três grupos: um com composição entre Or97 e
Or98,5, que engloba a maioria dos dados e representa
ortoclásio microclinizado; outro com composição entre
Or74 e Or85, que foi atribuída à composição original de
ortoclásio, e um terceiro de composição intermediária (Or93
a Or96), que representa ortoclásio parcialmente substituído por microclínio.
Os feldspatos analisados praticamente não apresentam SrO, enquanto BaO pode ocorrer em concentrações
entre 0 e 0,5% peso em plagioclásio e entre 0 e 2,5% em
ortoclásio. Feldspato potássico encontrado nas rochas metavulcânicas tende a ser mais rico em BaO que os demais exemplares analisados.
Olivina
Olivina foi identificada unicamente no granito
subvulcânico, no qual ocorre como cristais de tamanho
variado, hábito arredondado, envoltos por halo de magnetita
e quartzo finamente intercrescidos, que também se estende ao longo de suas fraturas (Figura 6b). A olivina do
Alvo Breves possui composição química de faialita, entre
Fa97,93 e Fa98,77. O intercrescimento observado entre quartzo e magnetita é tão fino que análises realizadas nos mesmos forneceram também composição de faialita e pode
ser tanto produto de reequilíbrio subsolidus da olivina, a
temperaturas elevadas, quanto produto de pequenas variações na fugacidade de oxigênio, mas sempre em condições próximas do tampão FMQ. A textura observada (grãos
de faialita envoltos por auréola constituída de magnetita e
quartzo finamente intercrescidos) sugere que a cristalização inicial do granito subvulcânico deu-se se a fugacidade
de oxigênio controlada pela reação (Frost, 1991):
2Fe3O4 + 3SiO2 ⇔ 3Fe2SiO4 + O2 (1).
magnetita + quartzo = faialita
Essas condições de fO2 são significativamente mais
redutoras do que aquelas observadas, por exemplo, em
granitos oxidados, associados aos depósitos de Cu-Au
pórfiro, que estão acima do tampão NiNiO (Figura 15).
Anfibólio
O anfibólio é mineral raro no Alvo Breves, tendo sido
identificado unicamente no granito subvulcânico, no qual
Figura 15 – Condição aproximada de fo2 no início da cristalização do granito subvulcânico com base no tampão FMQ
(figura adaptada de Fost 1991).
ocorre disseminado ou, mais comumente, envolvendo os
aglomerados de faialita, magnetita e quartzo (Figura 6d).
Os cristais possuem tamanho variado, hábito anédrico,
são poiquilíticos a maciços e apresentam cores de
pleocroísmo entre verde escuro e marrom claro. Não
mostram evidências de alteração e possuem composição
de hastingsita (Figura 16), com elevados conteúdos em
K2O (1,53 a 1,83%) e Cl (1,34 a 1,80%) (Tabela 3), que
levam sua classificação para hastingsita potássica clorosa.
Os conteúdos em TiO2, entre 0,4 e 1,5%, são semelhantes aos de anfibólios de alta temperatura descritos na literatura. Os teores em F são muito variáveis (0 a 0,81%).
A razão F/Cl varia entre 0 e 0,4 mostrando que são caracteristicamente mais ricos em Cl do que em F, indicando que o sistema era rico em Cl.
A hastingsita caracterizada é quimicamente semelhante
ao anfibólio descrito em trabalho anterior sobre Breves
(CVRD 2001), em amostras de diques do furo de sonda
FR-85. Entretanto, o anfibólio aqui identificado tende a
ser mais rico em Cl. Nese trabalho anterior, são citados
anfibólios semelhantes, porém ainda mais ricos em Cl e
mais pobres em Ti, que ocorrem nas rochas hidrotermais
dos depósitos de Sossego e Cristalino em Carajás.
O anfibólio do Alvo Breves é rico em Fe, com #mg
[100Mg/(Mg+Fe)] entre 4,5 e 6,6. Sua utilização como
geotermômetro é inviabilizada pela razão Fetotal/(Fetotal +
Mg) elevada, entre 0,96 e 0,98, muito acima do intervalo
entre 0,4 e 0,65, estipulado por Anderson (1996) como
limite para aplicação do geotermômetro da hornblenda.
Não foi possível comparar #mg de anfibólio e biotita que
ocorre associada, pois esta última se encontra cloritizada.
A hastingsita de Breves é pobre em Fe2O3 e, assim como
360
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Tabela 3 – Análises representativas de anfibólio do granito
subvulcânico na amostra FR100-543,80.
Figura 16 – Classificação de anfibólio do granito
subvulcânico no diagrama de Leake et al. (1997), com indicação do domínio de camposição de anfibólio analisado em
trabalho anterior.
indicado pela associação faialita, magnetita e quartzo, sua
composição é compatível com cristalização a baixas
fugacidades de oxigênio, próximas do tampão FMQ.
Turmalina
Turmalina foi identificada principalmente em produtos
de alteração hidrotermal de granitos e encaixantes ou no
minério. Três tipos de turmalina puderam ser identificados oticamente: i) turmalina verde azulada; ii) turmalina
zonada em cores azul e marrom avermelhado; iii)
turmalina azul.
Turmalina verde azulada é a mais comum no Depósito
Breves. Possui hábito prismático a arredondado ou mesmo maciço, podendo ocorrer isolada ou constituir aglomerados, substituindo antigos minerais ou constituindo
veios. As manchas de cor marrom que ocorrem nessa
turmalina foram interpretadas como evidência de antigas
porções da rocha ocupadas por biotita, já que em alguns
turmalinitos foram identificados restos de biotita
magmática associados a manchas de cor marrom no contato com turmalina (Figura 6f).
Turmalina zonada foi identificada nos prováveis tufos,
caracterizada por apresentar borda de cor azulada e núcleo de cor amarela alaranjada. A zonação ótica reflete
zonação química, com o núcleo mais rico em Ti, F e Mn
do que a borda. Entretanto, os maiores teores de Ti e F
estão relacionados a manchas de cor marrom, que representam locais anteriormente ocupados por biotita (Figura
17). Durante o hidrotermalismo, Ti e F contidos na mica
seriam incorporados, pelo menos em parte, pela turmalina
neoformada.
O terceiro tipo de turmalina foi identificado na amostra FR82-250,10, correspondente a rocha metavulcânica
361
Caracterização Geológica e Metalogenética do Depósito de Cu ± (Au, W, Mo, Sn) Breves, Carajás
ácida, sendo interpretado como provável turmalina ígnea,
denominada de turmalina primária. Esse tipo ocorre como
raros grãos de cor azul, intersticiais, pequenos (100µm) e
anédricos.
As turmalinas do Depósito Breves possuem composição de schorlita (Figura 18a). Os dados constituem três
conjuntos: o primeiro engloba as turmalinas encontradas
nos produtos de alteração do granito, no minério e nos
veios encaixados no granito. Suas razões Na/(Na+Ca) e
Fe/(Fe+Mg) variam entre 0,98 e 1,00 e entre 0,80 e 0,95,
respectivamente. O segundo e terceiro conjuntos englobam turmalinas associadas a rochas metavulcânicas,
metavulcanoclásticas e, provavelmente, metassedimentares. São caracterizados pela razão Fe/(Fe+Mg) entre
0,75 e 0,95 e entre 0,47 e 0,65, respectivamente. As turmalinas com essa razão mais baixa chegam a apresentar
composição próxima ao limite entre dravita e schorlita.
Essa variação composicional deve-se à zonação, principalmente na turmalina do provável tufo, onde a borda
mostra composição de schorlita e o núcleo mostra gradação para composição de dravita.
De modo geral, as turmalinas estudadas possuem conteúdo em TiO2 inferior a 0,7% (Tabela 4). Entretanto, o
núcleo da turmalina do tufo, que possui cor marromavermelhada, apresenta conteúdo em TiO2 entre 1,0 e
1,5%.
O conteúdo em F é extremamente variável, tendo sido
constatados valores entre 0 e 2% em todas as turmalinas
analisadas.
Os dados também foram dispostos no diagrama
(R1+R2) x R3, em que R1 = Na + Ca; R2 = Fe + Mg +
Mn e R3 = Al + 1,33Ti (London et al. 1997), que mostra
a posição dos pólos schorlita-dravita e as principais trajetórias de substituição observadas em turmalinas associadas a granitos e pegmatitos (figura 18b). Neste diagrama
os dados das turmalinas de Breves se dispõem preferen-
Figura 17 – Perfil em turmalina zonada do metatufo, mostrando o enriquecimento em Ti e F na zona de cor marrom
escuro.
cialmente sobre a linha que representa o trend magmático,
caracterizado pela substituição dos cátions divalentes por
Al, o que é acomodado por oxidação (substituição do OH
por O) ou vacâncias nos álcalis. A turmalina das rochas
de alteração de biotita granito se localiza mais próxima
do pólo de schorlita, enquanto a turmalina das encaixantes
apresenta maior variação ao longo do trend magmático.
Alguns dados de turmalina tendem a se localizar na porção intermediária entre o trend magmático e o hidrotermal,
mas não se constata turmalina com trend claramente
Figura 18 – Representação de composições de turmalinas do Depósito Breves. (a) classificação de acordo com Hawthorne &
Henry (1999); (b) distribuição das análises segundo trajetórias de substituição magmática e hidrotermal.
362
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Tabela 4 – Composições médias das turmalinas do Depósito Breves. 1: turmalina primária em metavulcânica ácida; 2-4:
minério; 5: biotita granito potassificado; 6-8: veio em biotita granito; 9-14: metatufo; 15: metarriolito; n: número de análises.
hidrotermal como aquela reportada em trabalho anterior
sobre Breves (CVRD 2001). Essa turmalina, que não foi
analisada neste trabalho, ocorre na rocha anteriormente
denominada de “greisen azul”, que é rocha hidrotermal
muito rica em turmalina, correspondente a uma zona de
alteração fengítica-clorítica estéril.
A discussão sobre a origem magmática ou hidrotermal
das turmalinas é muito importante. As turmalinas das
rochas originadas a partir do biotita granito são seguramente hidrotermais, já que se encontram na alteração
fengítica-clorítica ou em veios. Não foi observada
turmalina fazendo parte da trama dos minerais
363
Caracterização Geológica e Metalogenética do Depósito de Cu ± (Au, W, Mo, Sn) Breves, Carajás
magmáticos nos granitos. Já algumas turmalinas das
encaixantes metavulcânicas e metavulcanoclásticas,
como aquela descrita como ígnea na petrografia, ocorrem associadas a rochas em que biotita magmática está
preservada. Essa relação e a variação composicional
mostrada anteriormente permitem sugerir que essas
turmalinas sejam magmáticas, o que poderia ser mais
um argumento favorável à idéia de que o magmatismo
que deu origem às rochas vulcânicas seja distinto daquele que deu origem ao biotita granito.
A caracterização das composições químicas das
turmalinas de Breves em diagramas binários permite separação dos tipos propostos anteriormente (Figura 19).
Quando comparadas com as composições das turmalinas
estudadas anteriormente (CVRD 2001), há grande
superposição dos dados, exceto para as análises mais ricas em Mg e Ti, que correspondem aos núcleos das
turmalinas das rochas metavulcânicas ou às porções de
turmalina desenvolvidas sobre lamelas de biotita (Figura
19a). Nesse aspecto, não foi possível individualizar os dados em domínios referentes às rochas estéreis e ao minério, como proposto no trabalho citado acima, já que a composição da turmalina do minério distribui-se por ambos os
domínios (Figuras 19b e 19d). Assim, pode-se concluir
que, em Breves, a composição da turmalina depende fortemente do protolito, de derivação granítica ou vulcânica,
e influência dos minerais substituídos, principalmente de
biotita.
Turmalina é mineral comumente utilizado na literatura
como referência de tipologia de depósitos minerais, embora, na maioria das vezes, o que se observa é uma grande superposição de domínios composicionais nos diagramas mais conhecidos. No diagrama proposto por Slack
(1996), as turmalinas das rochas metavulcânicas e
metavulcnoclásticas do Depósito Breves são comparáveis às turmalinas dos depósitos de Sn e Cu da Cornuália.
Entretanto, grande parte das turmalinas relacionadas à
alteração do granito e os núcleos ricos em Ti das
turmalinas zonadas localizam-se fora dos campos propostos pelo autor, não podendo ser correlacionados a qualquer dos depósitos relacionados.
Biotita
Biotita é encontrada em todos os tipos de rocha identificados no Alvo Breves, exceto no minério disseminado
principal. Entretanto, esse mineral está freqüentemente
cloritizado, o que dificulta sua utilização como indicador
geoquímico ou petrogenético. Assim, foi necessária uma
boa triagem dos resultados analíticos, para eliminar todas
as análises que indicassem cloritização. Outro reequilíbrio
comum em biotita de Breves está relacionado à transformação de biotita primária em secundária. Nesse caso também foi feita separação com base nos parâmetros propostos por Nachit (1986), que levam em conta principalmente o teor de Ti, mais elevado na biotita primária.
Figura 19 – Composição das turmalinas do Depósito Breves, comparação com dados anteriores para o depósito e distribuição nos domínios do minério e das rochas estéreis proposto em CVRD (2001).
364
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Biotita primária, encontrada em biotita granito, tufo e
rochas metavulcânicas ácidas, caracteriza-se por apresentar cor marrom avermelhado intenso (Figuras 6a e 6e).
Em biotita granito e nas rochas metavulcânicas mostra
substituição parcial por biotita secundária, que forma halos
ao redor de biotita primária, preservando-lhe o hábito (Figura 6b).
De modo geral, a biotita dos granitos hidrotermalizados
está intensamente cloritizada. Entretanto, em um dos veios granito/encaixante, constituído basicamente por quartzo, turmalina e biotita, a biotita está preservada. Nesta
rocha a biotita ocorre como lamelas grandes, de cor marrom com as bordas esverdeadas, localmente apresentando evidências de cloritização. De modo geral, seu conteúdo em TiO2 é inferior a 1%, (Tabela 5), mostrando
tratar-se de biotita secundária, reequilibrada e/ou
Figura 20 – Turmalinas do Alvo Breves e sua relação com
domínios composicionais de turmalinas de depósitos minerais relacionados a rochas graníticas, no diagrama de Slack
(1996).
Tabela 5 – Composições químicas médias representativas de biotita do Alvo Breves. 1, 3 e 4: biotita primária de biotita
granito; 5, 8 e 9: biotita primária de granito preservada, respectivamente, em alteração fengítica-clorítica (Figura 6b),
turmalinito (Figura 6f) e granito potassificado; 2: biotita secundária neoformada em microveio (Figura 6c); 6, 7 e 10: biotita
secundária que substitui biotita primária (Figura 6b); 11: biotita primária de granito subvulcânico; 12 e 13: respectivamente, biotita primária e biotita secundária de meta-tufo; 14: biotita primária de rocha metavulcânica ácida, levemente cloritizada.
n: número de análises.
365
Caracterização Geológica e Metalogenética do Depósito de Cu ± (Au, W, Mo, Sn) Breves, Carajás
neoformada, apesar da cor marrom. Algumas raras análises mostram conteúdo em TiO2­ superior a 2%, o que foi
atribuído a prováveis núcleos preservados de biotita primária.
A alteração hidrotermal de granito também originou
rochas muito ricas em turmalina, nas quais foram observadas inclusões de biotita marrom-avermelhada. Essas
inclusões, cujo núcleo é rico em TiO2, representam restos
de biotita magmática com parte das bordas reequilibradas
e parte substituída por turmalina marrom (Figura 6e).
Não foi constatada a presença de biotita no minério
principal. Entretanto, é provável que parte da clorita presente no minério seja decorrente de substituição de biotita,
como se constata no furo 73, entre 464,60 e 473,78 metros
de profundidade, nas proximidades do contato entre minério e granito potassificado, onde ainda se observam
bandas de tonalidade marrom nas lamelas de clorita, associadas a aglomerados de rutilo. Apesar da tonalidade
marrom, essas bandas já têm composição de clorita.
A composição da biotita primária do biotita granito e
do granito subvulcânico é comparável à de biotita de granitos alcalinos a subalcalinos com predominância deste
último. Dois dados de biotita primária (amostra FR98459,16) do biotita granito, com teores mais elevados de
Al, localizaram-se na interface de granitos calci-alcalinos
e Al-potássicos, sugerindo tratar-se de efeito de contaminação local do magma granítico pela encaixante. Biotita
das encaixantes metavulcânicas tem composição com-
parável, no conjunto, à de biotita de séries aluminopotássicas, o que favorece a hipótese de contaminação
do magma granítico pela encaixante, para explicar o desvio na composição da biotita primária, comentado anteriormente. Além disso, a amostra analisada possui vários
xenólitos nodulares da encaixante.
Nos diagramas discriminantes de Abdel-Rahman (1994)
(Figuras 21b e 21c) os dados de biotita de granito localizam-se no campo de suítes anorogênicas alcalinas do tipo
A, em acordo com a tendência alcalina a sub-alcalina
mostrada na Figura 21a, e os dados anômalos de biotita
do granito se localizam no campo de suítes peraluminosas,
da mesma maneira que a biotita das encaixantes
metavulcânicas.
O diagrama (AlIV + AlVI) x (Si + Fe)VI (Figura 22a)
mostra a substituição de Tschermak e a posição dos pólos trioctaédricos e dioctaédricos. Os dados de biotita primária do granito e do tufo indicam composição entre anita
e siderofilita, mais próxima da anita, com ligeiro desvio
causado pela substituição di-trioctédrica.. Esse mesmo
comportamento foi observado na biotita secundária.
A razão F/Cl em biotita primária de granitos é extremamente variável (0 a 2,32), e seus conteúdos em Cl (Figura 22b) são significativos, geralmente entre 1 e 1,5%
peso, localmente chegando a 2%. Esses valores são muito elevados, quando considerados dados da literatura, em
geral abaixo de 0,5% peso (Foster 1960), e incomuns em
biotita de granitos tipo-A, mais ricas em flúor. Normal-
Figura 21 – Composição de biotita do Alvo Breves, aplicada à classificação das rochas do alvo quanto às principais séries de
rochas graníticas. (a) Nachit et al. (1985); (b) e (c): Abdel-Rahman (1994).
Figura 22 – Principais substituições presentes em biotita do Depósito Breves e relações entre Fe, Mg, F e Cl.
366
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
mente, nos vários ambientes, a concentração de F em
biotita é sempre maior do que a de Cl. No caso de Breves, a concentração de F em biotita primária dos granitos
pode ser considerada normal, até 0,5%, a medianamente
elevada, até 2%. Se o intervalo de variação de Cl e F em
biotita é o mesmo (Figuras 22b e 22c), a sugestão é de
que as mesmas se formaram em ambiente muito rico em
Cl.
Biotita secundária do Alvo Breves possui conteúdos
em Cl extremamente variáveis (Figura 22b). Chamam a
atenção os conteúdos extremamente elevados em Cl, entre
3,0 e 3,5% peso, observados em biotita do granito
potassificado (FR73-477,38), com raros similares na literatura consultada (Foster 1960, Coulson et al. 2001, Deer
et al. 2003). Biotita com elevadas concentrações de Cl,
até 5,6%, talvez as maiores reportadas na literatura, ocorre
associada a sistemas hidrotermais ricos em óxido de Ferro, As e Co (Mazdab & Barton 2001). Os conteúdos em
F de biotita secundária também são extremamente variáveis, entre 0 e 3,0%, com individualização dos dados em
dois conjuntos (Figura 22c): um com teores entre 1,5 e 3
% de F, compreendendo biotita de turmalinito das
encaixantes e de veios, e outro com teores abaixo de 1,5%.
De modo geral, a biotita secundária é mais rica em F
que a biotita primária (Figura 22c), sugerindo que o sistema se enriqueceu em F durante a alteração hidrotermal.
Entretanto, os elevados conteúdos em Cl na biotita secundária, semelhantes ou mesmo superiores aos conteúdos em Cl da biotita primária, sugerem que o sistema continuou rico em Cl durante a alteração hidrotermal.
Muscovita
Muscovita é mineral comum no Alvo Breves, tendo
sido encontrada em praticamente todos os tipos de rocha.
É sempre secundária, associada às alterações do tipo
sericitização e fengítica-clorítica. Em granitos pouco alterados essas alterações são evidenciadas pela presença
de muscovita finamente cristalizada sobre o feldspato,
principalmente plagioclásio e, mais raramente, pela presença de grãos maiores. Com o prosseguimento da alteração ocorre a substituição total dos feldspatos.
Os dados de muscovita foram dispostos no diagrama
(AlIV + AlVI) x (Si+Fe+Mg) (a.f.u.), que mostra a substituição de Tschermak ou fengítica (Figura 23a).
Composicionalmente, a muscovita de Breves dispõe-se
em posição intermediária entre a série fengítica e a série
muscovita-annita, evidenciando grande influência de substituição dioctaédrica – trioctaédrica.
A comparação entre as composições de muscovita do
Alvo Breves mostra grande superposição dos dados dos
diferentes tipos de rocha. A única diferença marcante está
na muscovita do minério, que é mais rica em Cl e Fe que
as demais (Figuras 23b e 23c e Tabela 6).
Clorita
Clorita foi identificada em praticamente todos os tipos
de rocha do Alvo Breves, sendo, entretanto mais comum
e abundante no minério disseminado. Nos veios e em
turmalinito, o mineral ocorre de forma subordinada, como
alteração de biotita. Na encaixante provavelmente
metassedimentar, clorita tende a formar massa cristalina,
geralmente com muscovita associada.
Petrograficamente, clorita pode ser individualizada em
dois tipos: um que coincide com clorita aparentemente
neoformada do minério e outro que corresponde aos
pseudomorfos pós-biotita, nos granitos e na encaixante.
Embora exista grande variação dos conteúdos de Fe e
Mg, todos exemplares estudados têm composição de
chamosita (Figura 24a). Entretanto, a clorita encontrada
no minério é mais rica em Fe, tendendo para o pólo da
chamosita, enquanto aquela que ocorre como
pseudomorfos de biotita apresenta maior conteúdo de Mg
em solução sólida, aproximando-se do limite entre os campos de chamosita e clinocloro. Nesse aspecto, apenas
clorita de minério e de biotita granito tem composição
relativamente homogênea no que diz respeito ao teor de
Figura 23 – Principais substituições presentes em muscovita do Depósito Breves e relações entre Fe, Mg, F e Cl.
367
Caracterização Geológica e Metalogenética do Depósito de Cu ± (Au, W, Mo, Sn) Breves, Carajás
Tabela 6 – Análises representativas médias de muscovita do Depósito Breves. 1: biotita granito; 2: granito subvulcânico; 34: metarriolito; 5-6: granito intensamente muscovitizado próximo ao contato com o minério; 7-13: minério.
Mg. Nas demais rochas, é mais provável que exista grande mistura entre clorita de substituição de biotita e clorita
neoformada (Figuras 24b e 24c)
Clorita do minério principal tende a ser mais rica em
FeO e mais pobre em MgO e MnO que clorita proveniente da alteração de biotita (Figura 24b). Em ambos os
grupos há melhor correlação entre FeO e MgO do que
entre MgO e MnO, decorrente da substituição mais comum de Fe2+ por Mg2+. Outra variação composicional
importante na distinção entre clorita neoformada e clorita
de substituição está relacionada ao teor de Mn, nitidamente mais elevado nesta última, confirmando a diferença entre clorita de granito potassificado ou levemente
muscovitizado, onde a clorita predominante é de substi-
368
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
tuição, e a clorita neoformada do minério principal (Figura 24c).
Ilmenita
As análises de ilmenita foram realizadas em grãos mais
preservados, encontrados apenas em granito subvulcânico. Os grãos são homogêneos composicionalmente, com
conteúdo em FeO variando entre 40,32 e 44,15% e de
TiO2 entre 48,96 e 53,05%. FeO predomina sobre Fe2O3,
com conteúdo deste último baixo ou nulo, com máximo de
1,42%. Nb2O5 varia entre 0 e 0,85% enquanto MnO varia entre 2,43 e 3,88%, sendo este último o principal elemento traço encontrado. Os baixos teores de Fe2O3 e de
MnO atestam o caráter reduzido da ilmenita, compatível
com a fO2 sugerida pela paragênese quartzo, magnetita e
faialita e pela composição do anfibólio.
Rutilo e Anatásio
Rutilo e anatásio são os óxidos mais comuns no Depósito Breves, sendo encontrados em praticamente todos
os tipos de rocha. Esses polimorfos foram diferenciados
ao microscópio petrográfico pela cor e pelo sinal ótico,
amarela e positivo, no primeiro caso, azul e negativo, no
segundo. De modo geral, esses minerais são subprodutos
da cloritização de biotita, sendo comumente encontrados
como inclusões ao longo das clivagens de clorita, ou são
formados a partir da substituição de biotita primária por
biotita secundária, podendo ser encontrados ao longo das
clivagens desta última.
De modo geral, rutilo é mais rico em Nb, Ta e, principalmente, Fe em relação a anatásio (Figura 25). Rutilo
encontrado no minério tende a ser mais rico em Nb, Ta e
Fe que o da encaixante enquanto anatásio do granito tende a ser mais pobre em Fe que os demais.
Minerais de Minério
Os minerais de minério analisados incluem sulfetos e
elementos nativos, além de cassiterita, wolframita e
scheelita. Muitos sulfetos, como bismutinita e molibdenita,
que ocorrem em quantidades importantes, não apresentaram impurezas significativas, nem desvios
composicionais e não serão abordados em detalhe.
Calcopirita e pirita
Calcopirita e pirita são os sulfetos mais comuns encontrados no Depósito Breves, com predomínio da primeira. Em ambos os casos os cristais são homogêneos,
não tendo sido constatadas variações composicionais significativas ou zonação dos cristais. As é a principal impureza nesses dois minerais, ocorrendo em concentrações
entre 0,15 e 0,5%.
Calcopirita pode estar alterada para calcosita, digenita,
covelita ou malaquita. Um efeito comum de reequilíbrio
da pirita é sua transformação, total ou parcial, em
marcassita, com ligeira alteração da composição química, caracterizada pelo enriquecimento em cobalto, que
pode atingir até 0,5% na marcassita.
Pirrotita
No Depósito Breves, pirrotita ocorre como inclusões
arredondadas em cristais maiores de calcopirita e, mais
raramente, em pirita e arsenopirita. Localmente pode ocorrer como o principal sulfeto da rocha. Neste caso, ocorre
como cristais de grande tamanho, subédricos a anédricos,
podendo ou não estar parcialmente envoltos por calcopirita
e, mais raramente, pirita, em todos os casos indicando
tratar-se do sulfeto mais precoce. Embora não seja feição comum, pirrotita pode apresentar auréolas de alteração para limonita.
Figura 24 – Classificação de clorita do Alvo Breves e relações entre Fe, Mg e Mn.
369
Caracterização Geológica e Metalogenética do Depósito de Cu ± (Au, W, Mo, Sn) Breves, Carajás
Tabela 7 – Análises representativas médias de clorita do Depósito Breves. 1: biotita granito; 2: metarriolito; 3-5: granito
alterado; 6: xenólito; 7: veio no metatufo; 8: -12: minério; 13: epissienito (neoformada); 14-15: epissienito (substituição).
Caracteristicamente os grãos são homogêneos
composicionalmente e as únicas impurezas constatadas
foram arsênio e cobre, que ocorrem em concentrações
de até 0,2% e até 0,5%, respectivamente.
Arsenopirita
Figura 25 – Relações entre Fe e Nb em rutilo e anatásio do
Alvo Breves.
Arsenopirita também é sulfeto comum nas rochas estudadas, embora ocorra de forma subordinada a calcopirita
e pirita. Nas amostras em que arsenopirita foi encontrada, a ordem de cristalização observada em lâmina foi:
pirrotita – arsenopirita – pirita – calcopirita – löllingita. A
presença de pirrotita precoce no minério é indicativa de
fS2 elevada e as relações texturais indicam que pirrotita e
arsenopirita estão em equilíbrio nos raros locais em que
aparecem em contato. Assim, arsenopirita pode ser descrita em duas associações, uma com pirrotia e outra com
löllingita. Löllingita representa associção de mais baixa
temperatura, em condições de mais baixa fS2.
370
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Arsenopirita de Breves apresenta zonação ótica e
variação significativa nos conteúdos de As, S, Co e Fe,
porém sem relação com o tipo de rocha nas quais o mineral foi encontrado. Arsenopirita do Depósito Breves apresenta teores significativos de Co, entre 0 e 10% (Figura
26a), sendo que, em algumas amostras, a composição já
é de glaucodoto (Co, Fe)AsS, com cerca de 15% de Co
(Tabela 8). A concentração de Co independe do tipo de
rocha hospedeira de arsenopirita, como mostra a Figura
26a.
Nos veios mineralizados situados nas proximidades do
contato entre granito e encaixante foi observada associa-
Figura 26 – (a) Relação entre Fe e Co em arsenopirita do Depósito Breves; (b) Composição da arsenopirita em relação à
concentração estequiométrica de Fe.
Tabela 8 – Análises de arsenopirita (1-9), glaucodoto (10), lollingita (11-12) e safflorita (13) do Depósito Breves. Glaucodoto
e safflorita ocorrem em veio próximo ao contato granito-encaixante
371
Caracterização Geológica e Metalogenética do Depósito de Cu ± (Au, W, Mo, Sn) Breves, Carajás
ção entre glaucodoto, bismuto nativo e ouro (Figura 8c),
que pode ser indicadora das condições, ou de uma das
condiçoes, de precipitação de ouro no Depósito Breves,
como será discutido mais adiante.
Kretschmar e Scott (1976) propuseram diagrama temperatura x concentração atômica de arsênio como
geotermômetro para avaliar a temperatura de formação
de arsenopirita, desde que sejam satisfeitas as seguintes
premissas: a) arsenopirita esteja em equilíbrio com as
outras associações sulfetadas encontradas e b) a concentração e elementos traço em arsenopirita seja inferior
a 1%. Como cobalto é muito semelhante ao ferro quimicamente, pode-se supor que sua presença em arsenopirita
não influencie o geotermômetro. De fato, não há qualquer desvio da estequiometria de arsenopirita, quando se
considera a soma Fe + Co, que permanece em torno de
33,3±1 %atômico (Figura 26b), indicando também a boa
qualidade das análises. Foi realizada também uma simulação, com cálculo de temperatura para arsenopirita da
mesma amostra, cujas análises foram divididas em dois
grupos, um com Co < 5% e outro com Co > 5%. Os
resultados obtidos, embora com intervalos ligeiramente
distintos, indicaram temperaturas médias semelhantes para
os dois grupos. Mesmo assim, foram utilizadas apenas as
análises de arsenopirita cujo conteúdo de Co está abaixo
de 5%. No final, os parâmetros obtidos com esse
geotermômetro poderão ser avaliados por comparação
com os dados de termometria de inclusões fluidas.
A aplicação do geotermômetro de Kretschmar e Scott
(1976) indica temperaturas entre 500 e 600 ºC para cristalização de arsenopirita em equilíbrio com pirrotita e entre 450 e 500ºC para cristalização de arsenopirita em equilíbrio com löllingita (Figura 27). Esses resultados estão no
mesmo intervalo daqueles apresentados anteriormente
sobre o Depósito Breves (CVRD 2001), utilizando a relação entre fS2 avaliada e variação do conteúdo atômico de
As.
Löllingita
Löllingita é relativamente rara no contexto do minério
do Depósito Breves, ocorrendo tanto no minério disseminado quanto em veios, sempre associada a arsenopirita.
Löllingita apresenta zonação ótica pronunciada, evidenciada sob polarizadores cruzados, e elevados conteúdos em
Co, que variam entre 4,5 e 11% em peso. Alguns grãos
ou zonas, cujo teor de Co atinge até 15%, possuem composição de saflorita (Co, Fe)As2 (Tabela 8).
Ouro
A ocorrência de ouro no minério sulfetado do Depósito Breves foi descrita por Tallarico et al. (2004), mos-
Figura 27 – Concentração atômica de As aplicada como
geotermômetro no diagrama de Kretschmar e Scott (1976)
para arsenopirita com e sem acompanhamento de löllingita.
trando grãos de ouro inclusos em calcopirita, aparentemente em equilíbrio com pirrotita e bismuto nativo. Neste
trabalho, a associação entre ouro, pirrotita e calcopirita
foi descrita em apenas uma amostra (FR84-241,53), tendo sido verificado que o mais comum é a ocorrência de
ouro incluso em arsenopirita cobaltífera, ou mesmo em
glaucodoto, como nas amostras do furo 100, no intervalo
entre 446 e 450 metros. Deve ser ressaltado que grãos
de ouro, em geral menores que 20µm, foram observados
em apenas quatro amostras.
As análises de ouro na microssonda eletrônica tiveram muita influência do mineral hospedeiro por causa do
pequeno tamanho dos grãos, sendo que poucos dados
puderam ser aproveitados. O ouro do Depósito Breves
apresenta entre 85 e 90% em peso de Au e entre 10 e
15% peso de Ag. Cobre ocorre em teores pouco significativos (< 0,1%), enquanto ferro é encontrado em concentrações de até 1,33%.
Vários sulfetos, principalmente pirrotita e arsenopirita,
foram analisados na busca de concentrações de ouro invisível, na microssonda e no ICP-MS com ablação a laser.
Os resultados não mostraram teores significativos, ficando abaixo dos limites de detecção. Na verdade, o resultado não foi inesperado, já que, na maioria das análises de
rocha total em amostras com forte disseminação de
sulfetos, ou mesmo com sulfeto maciço, os resultados
mostraram baixas concentrações de ouro.
372
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Cassiterita
Cassiterita é relativamente rara nas rochas
mineralizadas do Alvo Breves, tendo sido encontrada em
poucas amostras, sempre associada a sulfetos. A maior
concentração foi observada na zona de brecha da
encaixante a NE do corpo de minério, associada aos
bolsões de sulfeto maciço (Figura 7). Ocorre como cristais pequenos, de cor amarela a marrom avermelhado,
localmente zonados (Figura 8e). A cassiterita de Breves
é relativamente homogênea, apresentando SnO2 > 95%,
com a maioria dos dados acima de 98% (Tabela 9). Seus
conteúdos em Nb2O5 e Ta2O5 são baixos, mas com Nb >
Ta, com valores máximos de 1,4 e 0,8% respectivamente. Como outras impurezas, a cassiterita analisada apresenta teores apreciáveis de TiO2, até 2,5%, com maioria
dos dados abaixo de 1,5%, e WO3, até 2%, com maioria
dos dados abaixo de 1,5%.
Alguns cristais de cassiterita mostram alteração para
estanita (Cu 2 FeSnO 4 ) e, mais raramente, para
herzenbergita (SnS), que se dispõem nas bordas e ao longo de fraturas na cassiterita (Figura 8f).
Wolframita e scheelita
Wolframita é óxido com ampla distribuição nas rochas
mineralizadas do Depósito Breves, mas com maior concentração nos veios. É encontrada como cristais grandes, subédricos a euédricos, geralmente precoces em relação aos sulfetos, estando comumente envolvida por
pirrotita e/ou arsenopirita. É comum também encontrar
calcopirita envolvendo wolframita ou preenchendo suas
fraturas. Outra característica da wolframita de Breves é
marcada pela associação com scheelita, em relação ainda não bem definida de intercrescimento ou substituição
(Figura 8b). Embora os dois minerais possam constituir
solução sólida limitada (Grubb 1967), a grande quantidade de scheelita encontrada e as relações texturais permitem sugerir substituição de wolframita com aporte externo de cálcio. A wolframita, do tipo ferberita, apresenta
variação composicional, principalmente com relação ao
seu conteúdo em MnO, entre 0 e 5%. A scheelita de Breves é praticamente estequiométrica composicionalmente,
apresentando aproximadamente 80% WO3 e 20% de
CaO (Tabela 9).
Na região de Carajás associações com wolframita
e sulfetos ocorrem no Depósito de Águas Claras, localizado a aproximadamente 5 km do Granito Central de
Carajás, cuja idade e tipologia são as mesmas dos granitos do Depósito Breves. Esses depósitos são ainda semelhantes pela associação entre wolframita e sulfetos e
arsenetos ricos em cobalto (Villas et al., 2001).
Tabela 9 – Composição média de cassiterita (1-2), wolframita
(3-5) e scheelita (6) do Alvo Breves. 1: minério principal; 2:
brecha na encaixante (Figura 8E); 3-4: minério principal; 56: veio de quartzo no minério principal (Figura 8B).
Considerações sobre fs2
Na maioria das amostras estudadas pirrotita é mineral
precoce, sempre ocorrendo como inclusões em pirita,
calcopirita ou arsenopirita, seguido pela precipitação de
arsenopirita, pirita e calcopirita. Mesmo nas amostras em
que pirrotita é o principal sulfeto, são encontrados cristas
menores deste mineral parcial a totalmente envoltos por
calcopirita e, mais raramente, pirita, sugerindo tratar-se
de mineral precoce, seguido da precipitação de pirita e
calcopirita.
A presença de minerais como pirrotita, pirita, ou mesmo calcopirita sugere que fs2 foi elevada no início da cristalização dos sulfetos, diminuindo com a evolução da
mineralização, levando à formação de löllingita e Bi –
nativo. Outra hipótese que pode ser levantada é a atuação de dois eventos hidrotermais, o primeiro com fs2 mais
elevada, levou à formação de pirita, pirrotita, arsenopirita,
calcopirita e bismutinita, seguido de outro evento, com fs2
mais baixa, com substituição parcial de arsenopirita/
glaucodoto por löllingita/saflorita e precipitação de Bi–
nativo e ouro.
VIII. GEOCRONOLOGIA
A disponibilidade, na literatura (Tallarico et al. 2004),
de dados geocronológicos de ótima qualidade, com
datações por SHRIMP em amostras do Alvo Breves, tanto
do granito hospedeiro quanto da mineralização, limitou a
investigação sobre geocronologia deste trabalho. Os autores mencionados acima apresentaram idades de 1879±6
Ma para o granito hospedeiro da mineralização e de 1872
± 7 Ma para veios contendo monazita e xenotima, encaixados no minério disseminado. Como essas datações foram realizadas em rochas muito hidrotermalizadas dos
furos 73 e 61 (Figura 3), buscou-se, neste trabalho, datar
o biotita granito e o granito subvulcânico fora da área
373
Caracterização Geológica e Metalogenética do Depósito de Cu ± (Au, W, Mo, Sn) Breves, Carajás
mineralizada, analisando zircão das amostras FR98-458,0
e FR100-544,0 (Figura 2). Além disso, foram realizadas
tentativas de análises isotópicas de Sm-Nd, mas os resultados estão muito influenciados ou pelo hidrotermalismo
ou por fracionamentos, não permitindo sua utilização para
cálculo de idades-modelo e εNd. No minério, foram realizadas análises Re-Os em duas amostras de molibdenita,
mas os resultados também não foram satisfatórios, devido o baixo conteúdo de Re das amostras.
Sugiro mudar a escala de 28b para que se possa ver o
intercepto que define a idade
A análise da amostra de biotita granito indicou idade
de 1879 ± 12 Ma (Figura 28a), praticamente a mesma
divulgada na literatura e que define bem a época de cristalização do granito hospedeiro da mineralização do Depósito Breves. Essa idade permite assim sua correlação
com os granitos do tipo A de 1.88 Ga, datados, na região
de Carajás e nas regiões imediatamente adjacentes, por
Machado et al. (1991) e Dall´Agnoll et al. (1994).
O granito subvulcânico, com faialita e magnetita, mostra
idade de 1853 ± 8.6 Ma (Figura 28b), mais jovem do que
a idade do biotita granito. Esse dado vem corroborar a
evidência geoquímica de que o biotita granito e o granito
subvulcânico têm sua origem a partir de líquidos
magmáticos distintos. Outra conclusão importante é de
que o granito subvulcânico é mais jovem do que a
mineralização do Depósito Breves, estando provavelmente
excluído de qualquer papel nos processos mineralizadores.
IX. INCLUSÕES FLUIDAS
Introdução
O estudo de inclusões fluidas no Depósito Breves teve
o objetivo de caracterizar os fluidos associados a diferentes áreas mineralizadas e veios estéreis e aos diferentes
fácies hidrotermais, tentando-se estabelecer os principais
parâmetros físico-químicos do processo de mineralização
e do sistema hidrotermal atuante no depósito para auxiliar na proposição de modelo genético para o depósito.
O estudo de inclusões fluidas foi realizado em lâminas
delgadas espessas bipolidas, consideradas representativas das áreas mineralizadas e de veios estéreis. Aproximadamente 25 lâminas foram confeccionadas para estudo de inclusões fluidas. Dessas, selecionaram-se campos
representativos dos diferentes tipos de inclusões fluidas
para estudo de detalhe. Foram estudadas inclusões fluidas das seguintes amostras:
n Quartzo no Minério Principal
– FR 73 / 351,70m – zona potássica (epissienito)
– FR 73 / 357,90m – zona potássica (epissienito)
Figura 28 – Diagramas concórdia para as amostras de
granito subvulcânico (FR100-544) e biotita granito (FR98458). A localização das amostras encontra-se na Figura 2.
– FR 73 / 457,75m – zona fengítica-clorítica
(mineralização disseminada)
n Quartzo de rocha metavulcânica ácida
– FR 82 / 245,30m
n Veios de quartzo mineralizados
– FR 82 / 245,30m – vênulas cortando metavulcânica
ácida
– FR 98 / 299,70m; FR 98 / 299,95m – veio no minério principal
– FR 100 / 446,10m; FR 100 / 446,10m – veio em
rocha constituída de quartzo e filossilicatos (encaixante
vulcanoclástica)
– FR 129 / 193,80m; FR 129 / 194,10m – veio no
minério principal (zona fengítica-clorítica)
n Veios de quartzo e fluorita estéreis
– FR 136 / 228,50m – quartzo – veio em
metavulcânica ácida
– FR 136 / 325,20m – fluorita – veio em rocha
metassedimentar encaixante
Resultados
Catodoluminescência
A catodoluminescência não se mostrou adequada para
a distinção das diferentes populações de inclusões fluidas
374
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
estudadas. A catodoluminescência de quartzo apresentou
coloração avermelhada opaca muito fraca em todos os
grãos analisados, não sendo possível sua visualização em
fotografia. Fluorita não produziu luminescência. Em alguns grãos havia biotita associada a quartzo que reagiu
prontamente ao feixe de elétrons, resultando em
catodoluminescência azul muito forte (Figuras 29a e 29b).
Petrografia e microtermometria
As observações petrográficas permitiram propor
classificação preliminar das inclusões fluidas, levando-se
em consideração principalmente cor, natureza e proporções relativas das fases existentes à temperatura ambiente, com base em nomenclatura proposta por Weisbrod
(1981) e Shepherd et al. (1985). Entretanto, a classificação paragenética das populações de inclusões fluidas com
base apenas em petrografia mostrou-se inviável, tendo
em vista que inclusões fluidas com características de primárias e de secundárias são morfologicamente semelhantes, ocorrem geralmente associadas e quase sempre possuem as mesmas características microtermométricas.
Os dados de inclusões fluidas do Depósito Breves estão apresentados na Tabela 10 e figuras 30 a 37. Os resultados microtermométricos, juntamente com os dados petrográficos, possibilitaram agrupar as inclusões fluidas estudadas em 5 tipos, que compreendem inclusões
fluidas bifásicas (L + V) – tipos 1 e 2; trifásicas saturadas (L + V + S) – tipo 3; trifásicas com líquidos imiscíveis
(L + L + V) – tipo 4; e monofásicas vapor – tipo 5. As
inclusões fluidas do tipo 4 são muito raras e foram identificadas apenas na amostra FR 98, de veio de quartzo no
contato granito/encaixante. Apenas duas medidas de microtermometria das inclusões fluidas aquo-carbônicas
foram obtidas, consideradas estatisticamente não representativas, motivo pelo qual o tipo 4 não será aqui aborda-
do. As inclusões fluidas do tipo 5 não apresentaram mudança de fase durante a microtermometria e foram interpretadas como constituídas de H2O vapor. As características dos demais tipos de inclusões fluidas estão detalhadas abaixo e na Tabela 10, em que estão discriminados
por furo de sondagem e por tipo de amostra.
Tipo 1
É o tipo predominante, tendo sido identificado em todas as amostras estudadas. Compreende inclusões fluidas bifásicas. Foi subdividido em tipos 1a e 1b com base
em valores de salinidade (Tabela 10; Figura 30).
• Tipo 1a: Compreende inclusões fluidas com temperatura da primeira fusão (Te) variável, porém
predominatemente entre -26 e -20°C (Figura 30a),
o que permitiu modelá-las pelo sistema H2O – NaCl
(± KCl, MgCl2, FeCl2) (Crawford, 1981), e com
temperatura de fusão do gelo predominantemente
entre -6 e 0°C (Figura 30b), resultando em inclusões fluidas pouco salinas, com salinidade entre 0
e 10 % em peso de NaCl eq. (Figura 30c), calculada segundo Bodnar (1993). A temperatura de homogeneização total (TH) para o líquido situa-se predominantemente entre 150 e 200 °C (Figura 30d).
• Tipo 1b: Compreende inclusões fluidas com temperatura de fusão do gelo entre -21 e -6°C (Figura
30b) e salinidade intermediária, de 10 a 20 % em
peso eq. de NaCl (Figura 30c) (Bodnar, 1993). A
temperatura da primeira fusão (Te) é variável, porém predominatemente entre -26 e -20°C (Figura
30a), o que permitiu modelá-las pelo sistema H2O
– NaCl (± KCl, MgCl2, FeCl2), segundo Crawford
(1981). A homogeneização total (TH) ocorre para
o líquido em temperatura variável, entre 100 e 300
°C (Figura 30d).
(a)
(b)
Figura 29: Fotos de grão de quartzo (FR 100). (a) Quartzo estudado, associado a biotita na borda do grão. (b)
Catodoluminescência da amostra em A, em que biotita é ativada e quartzo não.
375
Caracterização Geológica e Metalogenética do Depósito de Cu ± (Au, W, Mo, Sn) Breves, Carajás
Figura 30 – Histogramas de freqüência das inclusões fluidas dos tipos 1 e 2. a) Temperatura do eutético (Te); b) temperatura
de fusão do gelo (Tfg); c) valores de salinidade; d) valores de temperatura de homogeneização total (TH).
Tipo 2
Ocorre apenas em veio de quartzo mineralizado em
ouro, na rocha encaixante da mineralização, estudado no
furo FR100. Caracteriza-se por inclusões fluidas bifásicas com temperatura do eutético (Te) variável, porém
predominatemente entre –53 e –35ºC (Figura 30a). A temperatura de fusão do gelo é variável (-33 a -6oC), implicando salinidade estimada de 12 a 30 % em peso de NaCl
eq. (Figura 30b, c). Os valores de Te permitiram modelar
as inclusões do tipo 2 pelo sistema H2O – NaCl – (±
MgCl2, FeCl2, CaCl2). A temperatura de homogeneização total para o líquido se situa entre 150 e 200oC (Figura
30d).
Tipo 3
Compreende inclusões fluidas de uma mesma população, no sentido proposto por Goldstein & Reynolds (1994),
contendo sólido cúbico incolor, sem sinal na espectrometria
Raman, interpretado como halita. Predominam em cristais de quartzo de granito hidrotermalizado (FR 73), de
riolito ou de vênulas em riolito (FR 82) e de veios de quart-
zo mineralizados em granito hidrotermalizado (FR 98 e
FR 129). A temperatura de primeira fusão, ou temperetura
do eutético (Te), raramente observada, concentra-se entre -27o e -21,5oC, apesar de valores de até -55oC terem
sido obtidos. A temperatura de dissolução do sal é variável, porém concentra-se entre 250 e 350oC (Figura 31a).
A homogeneização total ocorre pela dissolução do sal,
com maior concentração de valores entre 250 e 350oC
(Figura 31b). A salinidade, estimada com base na Ts, de
acordo com Sterner et al. (1988), situa-se entre 30 % e
50% em peso de NaCl eq. (Figura 32).
Características dos tipos de inclusões fluidas nas
amostras estudadas
Rocha granítica (epissienito) com cavidades preenchidas por quartzo e fluorita
Em cavidades preenchidas por quartzo em rocha granítica hidrotermalizada, denominada epissienito (FR-73/
351,70m e FR-73/357,90m), foram observados os tipos
de inclusões fluidas 1 e 3, que apresentam características
morfológicas muitos semelhantes, com hábitos arredon-
376
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
(a)
(b)
Figura 31 – Histogramas de freqüência das inclusões fluidas do tipo 3. a) Temperatura de dissolução de halita (Ts); b) valores
de temperatura de homogeneização total (TH).
dados a cristais negativos e formas irregulares, tamanhos
em geral inferiores a 10µm, com média de 6 µm (Figura
33), e Vg médio de 10 a 15%. O tipo 3 apresenta distribuição aleatória, enquanto o tipo 1 tende a ocorrer em
trilhas ou em grupos de distribuição aleatória, neste caso
em associação com as inclusões fluidas do tipo 3. As inclusões fluidas que ocorrem em trilhas e que são petrograficamente interpretadas como secundárias, e as que
ocorrem isoladas, interpretadas como primárias, apresentam características petrográficas e microtermométricas
idênticas, motivo pelo qual foram indiscriminadamente incluídas no do tipo 1.
Veios de quartzo mineralizados no minério principal
Em quartzo de veios mineralizados que cortam rocha
granítica afetada por alteração hidrotermal foram encontradas inclusões fluidas dos tipos 1 e 3 (Tabela 10) e inclusões fluidas monofásicas, constituídas exclusivamente
de fase vapor. As inclusões fluidas do tipo 1 ocorrem tanto isoladas como ao longo de trilhas, não sendo possível
distingui-las por meio de microtermometria. As inclusões
fluidas do tipo 1 isoladas têm forma variável e dimensões
geralmente inferiores a 8 µm. São freqüentes inclusões
fluidas que ocorrem ao longo de trilhas. Possuem Vg de 5
a 20, dimensões entre 5 e15 µm, hábito prismático, ovalado e irregular (Figura 34). Este tipo de inclusão ocorre
em trilhas largas, constituindo planos de inclusões alinhadas, possivelmente secundárias. As inclusões fluidas do
tipo 3 são representadas por raras inclusões fluidas
trifásicas ou multifásicas, com forma irregular, tamanho
inferior a 10 µm, contendo sólido incolor cúbico interpretado como halita e, às vezes, outras fases não identificadas
ao microscópio, como minerais opacos. Estas inclusões
fluidas aparecem de forma isolada e são consideradas
primárias. Nesses veios ocorrem muito raramente inclusões fluidas aquo-carbônicas, bifásicas em temperatura
ambiente.
Figura 32 – Diagrama binário Salinidade x temperatura de
homogeneização total (TH) das inclusões fluidas do tipo 3.
Veios de quartzo + clorita + biotita + turmalina +
sulfeto na metavulcânica ácida (FR 82)
O estudo petrográfico em quartzo das venulações que
cortam o riolito permitiu identificar populações de inclusões fluidas do tipo 5 (vapor), tipo 1, predominante, e tipo
3. As inclusões fluidas do tipo 1 ocorrem principalmente
ao longo de trilhas, apesar de inclusões fluidas isoladas
ocorrerem associadas (Figura 35) . Possuem forma irregular a ovalada e dimensões entre 5 e 15µm. As inclusões fluidas do tipo 3 possuem sólido incolor cúbico, interpretado como halita, e às vezes outro cúbico arredondado (silvita). Possuem formas irregulares e arredondadas, tamanhos de 5-15 µm. O modo de ocorrência dessas
inclusões, em grupos isolados, sugere que sejam primárias (Figura 35).
Nos fenocristais de quartzo da rocha riolítica foram
encontrados dois tipos de inclusões fluidas muito semelhantes às observadas em quartzo das venulações com
clorita, biotita e sulfeto que cortam a rocha riolítica (Figu-
377
Caracterização Geológica e Metalogenética do Depósito de Cu ± (Au, W, Mo, Sn) Breves, Carajás
Tabela 10 – Dados de inclusões fluidas do Depósito Breves, discriminados por tipo e por amostra nos testemunhos estudados.
378
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
(a)
(d)
(b)
(e)
(c)
(f)
Figura 33 – Fotomicrografía dos tipos de inclusões fluidas encontradas em quartzo preenchendo cavidades de epissienito
(FR 73 / 357,90). (a) grão de quartzo estudado. (b), (c), (e) inclusões bifásicas primárias e secundárias do tipo 1a. (d)
Inclusões fluidas trifásicas (tipo 3) com cubos de sal em associação com IF do tipo 1a. (f) Plano de IF bifásicas do tipo 1.
ra 36). As inclusões fluidas dos tipos 1 e 3 apresentam
forma irregular a arredondada e tamanhos inferiores a 15
µm e Vg em torno de 10. É comum ocorrerem em trilhas,
sendo, neste caso, consideradas secundárias.
Veios de quartzo estéreis cortando rocha
metassedimentar encaixante (FR-136/228,50m)
O estudo petrográfico e microtermométrico de inclusões fluidas em quartzo de veio estéril (FR-136/228,50m)
permitiu a caracterização de inclusões fluidas primárias e
secundárias. As inclusões fluidas primárias ocorrem isoladas, geralmente no núcleo de cristais, com populações
pouco numerosas, que são freqüentemente cortadas por
trilhas de inclusões fluidas secundárias. Em virtude de
ambas populações apresentarem características
morfológicas muito similares, as populações se confundem, sendo sua distinção feita muitas vezes com base em
estudos microtermométricos. As inclusões fluidas secundárias, interpretadas como resultantes de fluidos tardios,
ocorrem geralmente em populações bastante numerosas,
alinhadas segundo microfraturas e em distintos planos de
um mesmo cristal. Por vezes, as fraturas não são perceptíveis, o que as torna facilmente confundidas com inclusões fluidas primárias, das quais são distinguidas por meio
de análises microtermométricas.
As inclusões fluidas interpretadas como primárias são
morfologicamente caracterizadas por formas arredondadas, irregulares e de cristal negativo. Possuem tamanhos
médios de 6 µm, contudo localmente são observadas in-
379
Caracterização Geológica e Metalogenética do Depósito de Cu ± (Au, W, Mo, Sn) Breves, Carajás
(a)
(b)
(c)
(d)
Figura 34 – Fotomicrografía dos tipos de inclusões fluidas (IF) encontradas em quartzo de veio na rocha intrusiva afetada
pela alteração hidrotermal. (a) Inclusões fluidas bifásicas aquosas tipo 1 isoladas. (b) IF bifásicas aquosas (L+V) em grupos
de distribuição aleatória. (c) IF em trilhas largas , constituindo planos de inclusões alinhadas. (d) IF trifásica do tipo 3.
(a)
(b)
(c)
(d)
Figura 35 – Fotomicrografía dos tipos de inclusões fluidas (IF) encontrados nos veios de quartzo (Q) + clorita (Cl) + biotita
(Bt) + sulfeto (Py) que cortam o riolito. (a) quartzo estudado. (b e d) IF bifásicas tipo 1. (c) IF do tipo 3.
380
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
(b)
(a)
(c)
Figura 36 – Tipos de inclusões fluidas encontradas em
fenocritais de quartzo da rocha riolítica. (a) fenocristal
estudado, cortado por trilhas de inclusões fluidas (IF).
(b) Trilhas de IF trifásicas (tipo 3) e bifásicas (tipo 1). (c)
IF dos tipos 1 e 3 isoladas.
clusões com até 10µm. Apresentam cor fumê e contorno,
geralmente, espesso. Seu Vg médio é 10, mas pode variar entre 5 e 20. Sob condições de temperatura ambiente,
a maior parte das inclusões fluidas é bifásica, classificada como do tipo 1, porém também ocorrem inclusões
trifásicas, do tipo 3. As inclusões trifásicas contêm sólido
cúbico (VS = 5), sem sinal na espectrometria Raman, que
foi interpretado como halita. Sólidos anisótropos ocupam
até 30% do volume das inclusões e não dissolvem durante o aquecimento, sendo interpretados como aprisionados
segundo os critérios de Shepherd et al. (1985). O eutético
do sistema situa-se entre –23,8 e –21ºC, característico
do sistema H2O-NaCl. Entretanto, a presença de valores
mais baixos que -21ºC sugere a possível adição de algum
outro sal ao sistema, possivelmente KCl . A fusão do gelo
ocorre entre -16 e 0ºC, com salinidade entre 19,5 e 0%
em peso de NaCl eq. A homogeneização total ocorre entre 170 e 390ºC, sendo as temperaturas mais elevadas
observadas em inclusões arredondas com tamanho médio de 4µm e borda espessa. A homogeneização total de
inclusões fluidas trifásicas (tipo 3) ocorre entre 270 e 330º.
As inclusões fluidas interpretadas como secundárias são do tipo 1. Possuem hábitos arredondados, por
vezes alongados, sendo freqüentemente irregulares. Pos-
suem tamanhos médios de 6µm, contudo localmente são
observadas inclusões fluidas com até 16µm. Seu Vg médio é 10, mas pode variar entre 3 e 15. A primeira fusão
ocorre entre -25,4 e -21,4ºC. A fusão do gelo ocorre entre
–8,0 e 0ºC, com salinidade entre 0 e 3,4% em peso de
NaCl eq.. A temperatura de homogeneização total situase predominantemente entre 130 e 190ºC.
Veio estéril de fluorita (FR-136/325,20 m)
A análise petrográfica e microtermométrica de inclusões fluidas de cristais de fluorita em veio estéril na rocha encaixante (amostra FR-136/325,20 m) permitiu a
caracterização somente do tipo 1a de inclusão fluida, observado tanto em inclusões fluidas petrograficamente interpretadas como primárias, como também em inclusões
fluidas secundárias, uma vez que ambas não apresentam
temperaturas de mudança de fase que permitam sua distinção.
As inclusões fluidas estudadas têm formas irregulares. Menos freqüentemente são observadas inclusões fluidas em forma de cristal negativo. Possuem tamanho médio de 6¼m, mas localmente podem ter entre 10 e 18
¼m. O Vg situa-se entre 5 e 10 preferencialmente, po-
381
Caracterização Geológica e Metalogenética do Depósito de Cu ± (Au, W, Mo, Sn) Breves, Carajás
dendo raramente chegar a 30. A temperatura do eutético
situa-se entre -21,4 e –20,8oC, característico do sistema
H2O-NaCl. A fusão do gelo está entre –2 e 0ºC, implicando salinidade de 0 a 3,4% em peso de NaCl eq. A
homogeneização total ocorre freqüentemente entre 130 e
140º C, com poucas inclusões fluidas atingindo temperatura de homogeneização de 180 a 190º C.
Veios de quartzo mineralizados em rocha encaixante
metavulcanoclástica (FR-100)
Contêm inclusões fluidas dos tipos 1, 2 e 3, muitas
vezes ocorrendo no mesmo grão. Possuem formas irregulares a arredondadas e Vg entre 10 e 20. Sob
catodoluminescência, não houve distinção de diferentes
populações de inclusões fluidas (Figura 29).
Interpretação dos dados de inclusões fluidas
O estudo de inclusões fluidas em quartzo e fluorita de
diferentes paragêneses do depósito Breves revelou a
existência, de maneira geral, de fluido homogêneo, de
composição H2O-NaCl, podendo conter KCl, MgCl2,
FeCl2 e, raramente, CaCl2, com predomínio de inclusões
fluidas bifásicas sobre as saturadas e com quase ausência
de inclusões aquo-carbônicas. Conforme ilustrado na
Figura 37, o depósito caracteriza-se por conter associação
de inclusões fluidas saturadas (tipo 3) e inclusões fluidas
aquosas pouco salinas (tipo 1), com amplo espectro de
temperatura de homogeneização e salinidade.
Apesar da dificuldade de distinção entre inclusões
fluidas primárias e secundárias, o padrão de fluidos
nitidamente tardios está evidenciado nos veios de fluorita
estéreis. Nas rochas e veios mineralizados, principalmente
no minério principal, observa-se variação quase contínua
de salinidade e temperatura de homogeneização. Em
quartzo do minério principal e em veios mineralizados
nessas rochas são comuns inclusões fluidas saturadas e
com temperatura de homogeneização total maior que
300oC, o que é coerente com atuação de fluido de origem
magmática no depósito.
O padrão de inclusões fluidas primárias observado é
semelhante ao obtido em outros depósitos de Cu-Au da
região de Carajás (Fleck & Lindenmayer 2003; Ronchi
et al., 2003) e aponta para a predominância de fluidos
hidrotermais mineralizadores resultantes da interação entre
fluidos magmáticos e fluidos pouco salinos e de baixa
temperatura, provavelmente meteóricos, no Depósito
Breves. Processo de resfriamento que compreende
reação contínua entre os fluidos e as rochas encaixantes,
como proposto por Ronchi et al. (2003) para o Alvo
Gameleira, também pode ter contribuído para a formação
dos padrões de inclusões fluidas do depósito Breves e
precipitação do minério.
X. ISÓTOPOS ESTÁVEIS
Introdução
Amostras monominerálicas representativas de
paragêneses hidrotermais e de minério do Depósito Breves foram analisadas para isótopos de oxigênio, hidrogênio e enxofre, num total de 35 análises isotópicas, distribuídas da seguinte maneira:
• enxofre em sulfetos (calcopirita, pirrotita,
arsenopirita, molibdenita, pirita) – 11 análises;
Figura 37. Diagramas binários salinidade x temperatura de homogeneização total (TH) das inclusões fluidas estudadas no
Depósito Breves. (a) compreende os 3 tipos de inclusões fluidas, com o tipo 1a consolidado; (b) as inclusões fluidas do tipo
1a estão discriminadas por amostra, conforme Tabela 1.
382
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
• oxigênio em wolframita e silicatos (quartzo, biotita,
turmalina, clorita) – 17 análises;
• hidrogênio em biotita, clorita e turmalina – 7 análises
Resultados
Os dados de isótopos estáveis de separados
monominerálicos de amostras de minério do Depósito
Breves estão apresentados na Tabela 11. Os valores
medidos de δ18O são +8,0 a +10,3 ‰ (n = 4) em turmalina,
+2,8 a +3,7 ‰ (n = 6) em biotita e clorita, +9,2 a +11,3 ‰
(n = 5) em quartzo e +0,8 e +2,5 ‰ (n = 2) em wolframita.
Os valores de ´34S em sulfetos da paragênese de minério
variam de +0,5 a +2,0 ‰ (Figura 38) e os valores de δD
determinados em filossilicatos situam-se no intervalo de
–73 to –112‰ (n = 4).
Os dados de isótopos estáveis obtidos em pares de
minerais da mesma paragênese permitiram estimar as
temperaturas de equilíbrio isotópico, apresentadas na
Tabela 11, que contém, para fins de comparação, valores
de temperatura de homogeneização total de inclusões
fluidas aprisionadas em quartzo da paragênese analisada.
Os valores de δ18O e δD dos fluidos foram estimados,
usando-se as temperaturas de equilíbrio isotópico
calculadas.
Tabela 11. Dados de isótopos de oxigênio, hidrogênio e enxofre de separados monominerálicos de amostras de minério do
depósito Breves. (As composições isotópicas dos fluidos foram calculadas usando as temperaturas de equilíbrio isotópico).
TH (oC): temperatura de homogeneização total de inclusões fluidas saturadas estudadas nas mesmas amostras. As composições isotópicas dos fluidos foram calculadas usando as temperaturas de equilíbrio isotópico.
383
Caracterização Geológica e Metalogenética do Depósito de Cu ± (Au, W, Mo, Sn) Breves, Carajás
Discussão
Os valores de temperatura de equilíbrio isotópico calculados, distribuídos de acordo com as paragêneses
hidrotermais em que ocorrem, são:
a) Minério disseminado: FR 106/181,56 (calcopirita
– pirita) = 463oC; FR 106/181,56 (quartzo –
clorita) = 481oC; R73/461,6 (biotita – wolframita)
= 395oC e 387oC
b) Minério disseminado: FR 129/342,55 (quartzo –
clorita) = 287oC; FR98/458,40 (quartzo – biotita)
= 420oC e 389oC;
c) Veio de quartzo no minério principal: FR129/194,40
(quartzo – wolframita) = 343oC.
Os valores de temperatura calculados são coerentes
entre si e com os valores obtidos em paragêneses semelhantes de furos distintos. Comparando-se os valores de
temperatura de equilíbrio isotópico com os obtidos a partir de inclusões fluidas de amostras coincidentes, não se
observa incompatibilidade entre eles, apesar do largo intervalo de valores de temperatura de homogeneização total
(Tabela 11). A temperatura mais elevada obtida, 481oC,
também está situada no intervalo de temperatura indicado pelo geotermômetro de arsenopirita, entre 450 e 550
ºC, para as paragêneses mais precoces.
Os valores de δ34S de sulfetos de amostras do Depósito Breves, próximos de 0‰, são semelhantes e estão na
mesma faixa de valores obtidos em outros depósitos da
região de Carajás (Villas et al., 2001), demonstrando tratar-se de sulfetos oriundos provavelmente de uma única
fonte. As composições isotópicas do S variam nos materiais naturais. Em geral, os sulfetos das rochas ígneas são
isotopicamente similares aos sulfetos dos meteoritos, com
valores médios de δ34S próximos de 0‰, enquanto os
sulfatos da água do mar e das rochas sedimentares são
enriquecidos no isótopo pesado em 10 a 30‰, dependendo da idade geológica. Sulfetos sedimentares possuem
larga faixa de valores de δ34S, de -70 a +70‰, mas são
tipicamente empobrecidos no isótopo pesado (Ohmoto &
Rye, 1979).
Segundo Ohmoto & Rye (1979), valores de δ34S próximos de 0‰ não são diagnósticos da fonte de enxofre,
mas são consistentes com uma fonte de enxofre profunda, tendo o fluido se originado da lixiviação de rochas
metamórficas ou de intrusões graníticas. Desse modo, os
valores de isótopos de enxofre obtidos são compatíveis
tanto com origem a partir do próprio granito hospedeiro
do depósito quanto a partir de encaixante magmática, sendo esta última hipótese mais provável, considerando os
dados e discussões da litogeoquímica e da química mineral, que apontam para aporte externo de elementos, como
Cu, Au, Co, As e S.
Figura 38 – Histograma de freqüência de valores de isótopos
de enxofre de amostras de minério do Depósito Breves.
As composições isotópicas estimadas de oxigênio e
hidrogênio dos fluidos (Tabela 11 e Figuras 39 e 40) sugerem contribuição magmática na geração das paragêneses
minerais analisadas, o que é coerente com a proposta de
que o granito hospedeiro do depósito tenha desempenhado papel importante na mineralização. Os pontos dispersos
no diagrama da Figura 40 sugerem que outros fluidos,
possivelmente com composição isotópica próxima à da
água do mar ou água meteórica, também devem ter operado na formação do depósito. Esses dados são coerentes com os resultados obtidos com o estudo de inclusões
fluidas, que sugerem que houve provável mistura de fluido magmático com fluidos de baixas temperaturas e
salinidade ou importante interação entre fluido de origem
magmática com rochas encaixantes frias. Desse modo,
os dados de inclusões fluidas e de isótopos estáveis do
Depósito Breves não são característicos de fluidos preponderantemente de origem magmática, tendo em vista
que fluidos com forte contribuição magmática, como nos
depósitos do tipo pórfiro, são inicialmente quentes (>500
- 600oC) e dominados por líquido magmático e hipersalino
(30-60% em peso de NaCl eq.) que comumente sofre
desmistura durante sua ascensão, características
inexistentes no Depósito Breves.
XI. TIPOLOGIA DO DEPÓSITO E CONCLUSÕES
Os trabalhos anteriores sobre o Depósito Breves apontam para dois modelos metalogenéticos: depósito tipo
greisen, associado a cúpolas graníticas (Tallarico et al.
(2004) e depósito do tipo intrusion-related (Xavier et al.
2004). Na verdade o Depósito Breves possui assinaturas
mineralógicas, geoquímicas e isotópicas similares às de
depósitos do tipo pórfiro, depósitos tipo IOCG e depósitos
de Sn e W associados a cúpulas graníticas (Tabela 12).
384
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Entretanto nos depósitos do tipo IOCG e do tipo pórfiro,
os fluidos hipersalinos são dominantes, ao contrário do
Depósito Breves, em que dominam fluidos aquosos. Outra diferença importante é a condição redutora do magma
granítico, incomun em depósitos do tipo pórfiro, e, aparentemente, nos depósitos do tipo IOCG, atestada por dados
de química mineral e pela condição do tampão FMQ, observada em amostras do granito subvulcânico tardio, cujo
magma possui semelhanças com o magma que gerou o
biotita granito. Observações reportadas na literatura especializada bem como dados experimentais (p.ex. Jugo
et al. 1999) indicam que a partição de Cu e Au torna-se
altamente favorável a fases sólidas, pirrotita por exemplo, com o aumento da fugacidade de enxofre e diminuição da fugacidade de oxigênio. Assim, as condições redutoras dos magmas graníticos representados no Depósito Breves não permitiriam uma concentração importante
de cobre, ouro e enxofre numa fase fluida exsolvida do
próprio magma. Por outro lado, se um modelamento desse depósito incluir a hipótese de que o magma granítico é
responsável diretamente pela fonte dos metais em questão, teria também que mostrar um enriquecimento precoce dos mesmos nas rochas graníticas iniciais, o que não é
o caso, como demonstrado na discussão sobre
litogeoquímica.
Considerando-se, com base em dados petrográficos e
relações de campo, que o fluido mineralizador originouse predominatemente no granito, os dados de isótopos
estáveis de O e H apontam para fonte do granito
enriquecida em deutério (rochas sedimentares marinhas
rochas metamórficas) ou contaminação do fluido inicialmente exsolvido do granito com fluidos ou rochas
enriquecidas em deutério (metamórficas marinhas). Em
estágio posterior houve provável mistura com água
meteórica. Embora o fluido mineralizador inicial tenha sua
origem no magma granítico e os dados de isótopos de
enxofre apontem para fonte magmática, o mais provável
é que, juntamente com outros metais, o enxofre tenha
sido herdado de rochas encaixantes.
Os dados existentes apontam, assim, para um tipo peculiar de depósito reduzido de Cu-Au, resultante de evolução complexa que envolveu provavelmente fluidos
mineralizadores de origem magmática reduzidos e fluidos
meteóricos, que reagiram com rochas oxidadas
preexistentes. Metais como Cu, Au, Mo, As, Co e provavelmente U e ETR, identificados nos depósitos mais antigos da região de Carajás, como Igarapé Bahia, foram
possivelmente herdados de rochas mais antigas, não
identificadas no trabalho desenvolvido, mas que poderiam estar associadas à mesma seqüência de rochas
encaixantes metavulcano-sedimentares descritas no depósito. O biotita granito foi responsável pelo aporte de
metais como Sn e W e reconcentração dos outros me-
Figura 39 – Valores de £18O (2,5 a 6,7 ‰) calculados para os
fluidos em equilíbrio isotópico com paragêneses minerais do
Depósito Breves (linha cheia à esquerda do eixo y), em comparação com os valores comuns dos principais reservatórios
que são importantes em sistemas hidrotermais (adaptado de
Campbell & Larson, 1998).
Figura 40 – Valores de δ18O e δD calculados para fluidos em
equilíbrio com paragêneses hidrotermais do Depósito Breves, em comparação com valores comuns de reservatórios importantes em sistemas hidrotermais (adaptado de Kyser, 1987
e Campbell & Larson, 1998).
tais. Assim, o trabalho desenvolvido no Depósito Breves
aponta para as seguintes conclusões mais importantes:
1. Granitos do Depósito Breves têm tendência alcalina e assinatura de granito tipo-A intraplaca, considerando os dados químicos de rocha total e a composição química de biotita. Isto está de acordo com
as idéias propostas para a granitogênese em torno
de 1,88 Ga na região de Carajás.
385
Caracterização Geológica e Metalogenética do Depósito de Cu ± (Au, W, Mo, Sn) Breves, Carajás
Tabela 12 – Características do Depósito Breves comparadas com depósitos clássicos de Cu e Au associados a rochas graníticas.
2. As rochas encaixantes situadas a profundidades
maiores que 200 m não são correlacionáveis à Formação Águas Claras. São dominantemente de natureza vulcânica e/ou vulcanoclástica, possivelmente correlacionáveis à seqüência encontrada, por
exemplo, na região de Igarapé Bahia.
3. O depósito está associado a sistema hidrotermal
desenvolvido sobre e nas proximidades de biotita
granito, com dois tipos de alteração hidrotermal
preponderantes, potássica e fengítica-clorítica.
4. As rochas encaixantes hidrotermalizadas mostram
sistemas de veios, stockworks e brechas com associações mineralógicas semelhantes àquela do
minério endogranítico. Os teores mais elevados de
Sn foram encontrados nessas rochas.
5. Os veios enriquecidos em monazita, xenotima,
apatita rica em ETR e uraninita podem significar
importantes concentrações de U e ETR no Depósito Breves. Contrapondo essa associação comum
em granitos de tendência alcalina, aparece o enriquecimento em cobalto na paragênese sulfetada,
386
com formação de glaucodoto e safflorita, incomum
em associações graníticas.
6. O Depósito Breves possui algumas assinaturas
mineralógicas e geoquímicas similares às de outros depósitos de Cu ± Au associados a granitos.
Entretanto, nos aspectos fundamentais, como natureza dos fluidos, mais aquosos e de temperatura
média, e condições redutoras, as diferenças são
importantes. As temperaturas mais elevadas,
indicadas pelo geotermômetro da arsenopirita, pela
microtermometria de inclusões fluidas e pelas temperaturas de equilíbrio isotópico estão entre 450 e
600 °C.
7. Os dados obtidos apontam para um tipo peculiar
de depósito de Cu ± Au (± Mo, W, Sn e Bi) associado a granito reduzido. Embora o depósito seja rico
em F, o sistema é predominantemente rico em boro
e cloro, característica não compatível com os sistemas encontrados na granitogênese de 1,88 Ga
da Amazônia, que são ricos apenas em F. O depósito resultou de evolução complexa que envolveu
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
provavelmente fluidos mineralizadores de origem
magmática e fluidos meteóricos e/ou metamórficos.
8. Metais como Cu, Au, As e Co, identificados nos
depósitos mais antigos da região de Carajás, situados próximo ao Alvo Breves, como Igarapé Bahia
e Alemão, foram possivelmente herdados de rochas encaixantes, tendo o biotita granito sido responsável pelo aporte de metais como Sn e W e
reconcentração dos outros metais.
9. A associação Cu–Au–W-Sn, a presença de
arsenopirita rica em Ni e Co e o enriquecimento
em terras raras pesadas são indicativos de sistema
hibrído.
prospectivos, pela possibilidade de gerarem novas
mineralizações ou de modificarem os controles de
mineralizações mais antigas, adicionando, eventualmente, novos metais, como estanho e tungstênio;
c) no modelo de mineralização proposto, os sistemas
de veios nas proximidades do contato entre granito
e encaixantes aparecem como alvo adicional para
busca de mineralizações;
d) no Alvo Breves, considerando a disposição geral
do corpo mineralizado principal, a área situada a
este-nordeste, onde apareceram as seqüências de
brechas mineralizadas, como no Furo 149, possui
um potencial a ser explorado, já que não se tem
idéia da abrangência dessas brechas;
e) embora não tenha sido possível o acesso ao planejamento e aos resultados de furos adicionais mais
profundos realizados mais recentemente no Alvo
Breves, o exame dos perfis geológicos
disponibilizados no início do trabalho sugere a possibilidade de continuidade do corpo mineralizado em
profundidade, extrapolando inclusive o domínio da
rocha granítica hidrotermalizada.
XII. SUGESTÕES PARA EXPLORAÇÃO
MINERAL REGIONAL E TRABALHOS
FUTUROS
Considerando o modelo proposto para o Depósito Breves, em que as rochas encaixantes em profundidade, associadas a uma possível seqüência metavulcanosedimentar, teriam um papel preponderante na geração
das mineralizações de Cu, Au, Mo, configurando um depósito de natureza híbrida, e que o tipo de granito associado é freqüentemente associado a importantes sistemas
hidrotermais, pode-se sugerir as seguintes orientações na
exploração mineral regional e para trabalhos futuros no
Alvo Breves:
a) Os granitos do tipo A de idade em torno de 1,88
Ga, da região de Carajás e de outras regiões da
Amazônia, não são, por si só, potenciais para conterem mineralizações de cobre e ouro;
b) se forem intrusivos em seqüências associadas a
mineralizações mais antigas desses elementos, esses granitos devem ser considerados como alvos
Agradecimentos
À FINEP, DNPM, ADIMB e CVRD pela oportunidade e pelos recursos financeiros e logísticos para realização desse trabalho. Aos geólogos da CVRD, que forneceram apoio ou sugestões para realização do trabalho
de descrição e amostragem dos furos de sonda e coleta
de dados anteriores, Carlos Augusto de Medeiros Filho,
Jéssica Beatriz Carvalho, Marcos Giovanni, José Luzimar
Rego, Carlos Isaías e Vicente Pinheiro Júnior. Ao Prof.
Reinhardt A. Fuck da Universidade de Brasília, pela revisão do texto.
REFERÊNCIAS
Anderson J.L. 1996. Status of thermobarometry in granitic
batholiths. Transactions of the Royal Society of
Edinburgh: Earth Sciences, 87: 125-138.
Baker T., Pollard P.J., Mustard R., Mark G., Graham J.L. 2005. A
comparison of granite-related tin, tungsten, and goldbismuth deposits: implications for exploration: Society of
Economic Geologists Newsletter, 61(5):10−17.
Barros C.E.M. & Barbey P. 1998. A importância da granitogênese
tardi-arqueana (2.5 Ga) na evolução tectono-metamórfica
da Província Mineral de Carajás – O Complexo Granítico
Estrela e sua auréola de contato. Revista Brasileira de
Geociências, 28(4): 513–522.
Bodnar R.J. 1993. Revised equation and table for determining
the freezing point depression of H 2O-NaCl solutions.
Geoch. Cosmoch. Acta, 57: 683-684.
Botelho N.F. & Moura M.A. 1998, Granite-ore deposit
relationship in central Brazil. J. South Am. Earth Sci., 11
(5): 427-438.
Bottinga Y. & Javoy M. 1973. Comments on oxygen isotope
geothermometry. Earth and Planetary Science Letters,
20: 250265.
Boynton W.V. 1984. Cosmochemistry of the rare earth elements:
meteorite studies. In: P. Henderson (ed.), Rare Earth
Element Geochemistry. Developments in Geochemistry 2.
Elsevier, Amsterdam, p. 63-114.
Campbell A.R. & Larson P.B. 1998 Introduction to Stable
Isotope applications in hydrothermal systems. In:
Richards, J.P, Larson, P.B. (eds.) Reviews in Economic
Geology, 10, Techniques in hydrothermal ore deposits
geology. Michigan: SEG, 173-193.
387
Caracterização Geológica e Metalogenética do Depósito de Cu ± (Au, W, Mo, Sn) Breves, Carajás
Clayton R., O´Neil J.R., Mayeda T.K. 1972 Oxygen isotope
exchange between quartz and water: Journal of
Geophysical Research 67: 3057-3067.
Crawford M.L. 1981. Phase equilibria in aqueos fluid inclusions.
In: L.S Hollister & M.L. Crawford (eds.) Short course in
fluid inclusions: applications to petrology. Mineral.
Assoc. Canada, v. 6, pp.75-100.
Coulson I.M., Dipple G.M., Raudsepp M. 2001. Evolution of HF
and HCl activiy in magmatic volatiles of the gold
mineralized Emerald Lake pluton, Yukon Territory, Canada.
Mineralium Deposita, 36: 594-606.
CVRD – Companhia Vale do Rio Doce – 2001 – Alvo Breves,
Província de Carajás: petrologia e petrogênese dos granitos e minérios Cu-Au-Bi-W. Gerência de Mineralogia e
Química, Relatório Final. 132 p.
Dall´Agnol R., Lafon J.M., Macambira M.J.B. 1994. Proterozoic
anorogenic magmatism in the Central Amazonian Province,
Amazonian Craton: geochronological, petrological and
geochemical aspects. Mineralogy and Petrology, 50: 113180.
Deer W.A., Howie R.A., Zussman J. 2003. Rock-forming
Minerals, Sheet Silicates: Micas, volume 3A, 2a edição.
The Geological Society, London. 758 pp.
DOCEGEO—Rio Doce Geologia e Mineração S.A. 1988. Província Mineral de Carajás. Litoestratigrafia e principais
depósitos minerais. In: SBG, Congresso Brasileiro de Geologia, 35, Belém, Anexo aos Anais, 165 pp.
DOCEGEO—Rio Doce Geologia e Mineração S.A. 2001. Projeto Itacaiúnas, Alvo Breves. Mapas e perfis, Relatório Interno.
Fleck A.F. & Lindenmayer Z.G 2003. Estudo da interação fluido-rocha no Depósito de Cu-Au de Gameleira, Serra dos
Carajás, com utilização de isótopos estáveis. In: L.H.
Ronchi & F.J. Althoff (eds.) Caracterização e
Modelamento de Depósitos Minerais. Editora UNISINOS.
Foster M. 1960. Interpretation of the composition of trioctahedral micas. U.S. Geol. Surv., Prof. Paper, 354-B, 11-49.
Frost B.R. 1991. Introduction to oxygen fugacity and its
petrologic importance. In: D.H. Lindsley (ed.) Oxide
Minerals: Petrologic and Magnetic Significance.
Reviews in Mineralogy, 25, Mineralogical Society of América, pp.: 1-9.
Graham C.M., Atkinson J., Harmon R.S. 1984. Hydrogen isotope
fractionation in the system chlorite-water. NERC 6th
Progress Report of Research 1981-1984, NERC Publication
Series D, no. 25, 139 p.
Grubb P.L.C. 1967. Solid solution relationships between wolframite and scheelite. American Mineralogist, 52: 418-426.
Hawthorne F.C. & Henry D.J. 1999. Classification of the minerals
of the tourmaline group. European Journal of Mineralogy,
11: 201-215.
Hedenquist J.W. & Lowenstern J.B. 1994. The role of magmas
in the formation of hydrothermal ore deposits: Nature,
370: 519-527.
Huhn S.R.B & Nascimento J.A.S. 1997 São os depósitos
cupríferos de Carajás do tipo Cu-Au-U-ETR In: M.L. Costa , R.S. Angélica (eds.) Contribuições à Geologia da
Amazônia, FINEP-SBG, pp. 143-160.
Jugo P.J., Candela P.A., Piccoli P.M. 1999. Magmatic sulfides
and Au:Cu ratios in porphyry deposits: an experimental
study of copper and gold partitioning at 850°C, 100 MPa
in a haplogranitic melt–pyrrhotite–intermediate solid
solution–gold metal assemblage, at gas saturation. Lithos
46: 573–589.
Kyser T.K. 1987. Equilibrium fractionation factors for stable
isotopes. In: Kyser TK (ed) Mineralogical Association of
Canada Short Course Handbook 13:184 pp.
Kyser T.K. & O’Neil J.R. 1984. Hydrogen isotope systematics
of submarine. basalts. Geochim. Cosmochim. Acta, 48:
2123–2133.
Lang J.R., Baker T., Hart C.J.R., Mortensen J.K. 2000. An
exploration model for intrusion-related gold systems.
Society of Economic Geologists Newsletter, 40: 6-15.
Lang J.R. & Baker T. 2001. Intrusion-related gold systems: the
present level of understanding. Mineralium Deposita, 36:
477-489.
Leake B.E. et al. 1997. Nomenclature of amphiboles. American
Mineralogist, 82:1169-1178.
Lenharo S.L.R, Moura M.A., Botelho N.F. 2002. Petrogenetic
and mineralization processes in Paleo- to Mesoproterozoic
rapakivi granites: Examples from Pitinga and Goiás, Brazil.
Precambrian Research, 119: 277-299.
Lindenmayer Z.G., Pimentel M.M., Ronchi L.H., Althoff J., Laux
J.H., Araújo J.C., Fleck A., Baecker C.A., Carvalho D.B.,
Nowatzki A.C. 2001. Geologia do Depósito de Cu-Au de
Gameleira, Serra dos Carajás, Pará. In: H. Jost, J.A. Brod,
E.T. Queiroz (eds.) Caracterização de Depósitos Auríferos
Brasileiros. DNPM/ADIMB, Braília, p. 81-139.
London D., Morgan G.B., Wolf M.B. 1997. Boron in granitic
rocks and their contact aureolas. In: E.S. Grew & L.M.
Anovitz (eds.) Boron: mineralogy, petrology and
geochemistry. Reviews in Mineralogy, 33, Mineralogical
Society of América, pp.: 559-644.
Machado N., Lindenmayer Z.G., Krogh T.E., Lindenmayer D.
1991. U-Pb geochronology of Archean magmatism and
basement reactivation in the Carajás area, Amazon Shield,
Brazil. Precambrian Research, 49:329–354.
Mazdab F. K. & Barton M. D. 2001. Distinctive chlorine and
trace element contents in silicates and sulfides from
metasomatic iron-oxide systems. GSA Annual Meeting,
Session no. 53.
Nachit H. - 1986 - Contribution à l’étude analytique et
expérimentale des biotites des granitoïdes. Applications
typologiques. Thèse de Doctorat de l’Université de
Bretagne Occidentale, Brest.
Nachit H., Razafimahefa N., Stussi J.M., Carron J.P. 1985.
Composition chimique des biotites et typologie
magmatique des granitoïdes. C.R. Acad. Sc. Paris, t. 301,
Série II, nº 11, pp. 813-818.
Nogueira A.C.R, Truckenbrod W., Pinheiro R.V.L. 2000 Storm
and tide-dominated siliciclastic deposits of the Archean
Águas Claras Formation, Serra dos Carajás, Brazil. In:
International Geological Congress, 31, Rio de Janeiro,
Abstracts.
Nunes A. R., Rego J. R., Meireles H. P., Carvalho J. B. C., Lima
da Silva P. E., Siqueira J. B., Stevanato R., Ferreira F. J. F. –
2002 - A Descoberta do Depósito Breves na Província
Mineral de Carajás. In: SBG, Simp. Geol. Amazônia, VII,
CD-ROM, p. 57-60.
Ohmoto H. & Rye R.O. 1979. Isotopes of Sulfur and Carbon. In:
H.L.BARNES (ed.) Geochemistry of hydrothermal ore
deposits. 2.ed. New York: J. Wiley, p.509-567.
388
Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia
Pidgeon R.T., Macambira M.J.B., Lafon J.M. 2000. Th-U-Pb
isotopic systems and internal structures of complex
zircons from enderbite from the Pium Complex, Carajás
Province, Brazil: evidence for ages of granulite facies
metamorphism and protolith of the enderbite. Chem Geol
166:157–171.
Pollard PJ (2000) Evidence of a magmatic .fuid and metal source
for Fe-oxide Cu-Au mineralisation. In: Porter TM (ed)
Hydrothermal iron oxide copper-gold and related
deposits: A global perspective. Australian Mineral
Foundation, Adelaide, pp 27–41.
Ramsden A.R., Griffin W.L., French D.H. 1999. Application of
resistate indicator mineralogy to metalliferous
exploration: tourmaline. Research Review – CSIRO
Exploration and Mining, pp.: 49-52.
Ronchi L.H, Lindenmayer Z.G., Araújo J.C., Althoff A.M.R.,
Caron R., Baecker C.A. 2003. Padrão de inclusões fluidas
em depósitos de Óxido de Ferro, Cu e Au na região de
Carajás – PA. In: L.H. Ronchi; F.J. Althoff. (Org.). Caracterização e modelamento de depósitos minerais. 1ed. São
Leopoldo - RS, 1: 195-221.
Shepherd T.J., Ranking A.H., Alderton D.H.M. 1985. A practical
guide to fluid inclusion studies. New York: Blackie, 238p.
Sillitoe R.H. 1991. Intrusion-related gold deposits. In: Foster,
R.P., ed. Mettalogeny and exploration of gold. London:
Blackie, p.164-209.
Sillitoe R.H., 2000. Gold-rich porphyry deposits: descriptive
and genetic models and their role in exploration and
Discovery. Society of Economic Geologists, Reviews
series, 13: 315−345.
Sillitoe R.H. 2003. Iron oxide-copper-gold deposits: an Andean
view. Mineralium Deposita, 38:787-812.
Sterner S.M., Hall D.L., Bodnar R.J. 1988. Synthetic fluid
inclusions. V. Solubility relations in the NaCl-KCl-H2O
system under vapor-saturated conditions. Geoch.
Cosmoch. Acta, 52: 989-1005.
Suzuoki T., Epstein S. 1976. Hydrogen isotope fractionation
between OH-bearing minerals and water. Geochimica et
Cosmochimica Acta, 40: 1129-1240.
Tallarico F.H.B., Figueiredo B.R., Groves D.I., Kositcin N.,
McNaughton N.J., Fletcher I.R, Rego J.L. 2005. Geology
and SHRIMP U-Pb Geochronology of the Igarapé Bahia
Deposit, Carajás Copper-Gold Belt, Brazil: An Archean
(2.57 Ga) Example of Iron-Oxide Cu-Au-(U-REE)
Mineralization. Economic Geology, v. 100, pp. 7–28.
Tallarico F. H. B., McNaughton N. J., Groves D. I., Fletcher I. R.,
Figueiredo B. R., Carvalho J.B., Rego J.L. and Nunes A.R.
2004. Geological and SHRIMP II U-Pb constraints on the
age and origin of the Breves Cu-Au-(W-Bi-Sn) deposit,
Carajás, Brazil. Mineralium Deposita, 39: 68-86.
Tallarico F.H.B., Oliveira C.G., Figueiredo B.R. 2000. The Igarapé
Bahia Cu-Au mineralization, Carajás Province. Revista
Brasileira de Geociências, 30:230–233.
Thompson J.F.H., Sillitoe R.H., Baker T., Lang J.R., Mortensen
J.K. 1999. Intrusion-related gold deposits associated with
tungsten-tin provinces. Mineralium Deposita, 34: 323334.
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. J. South Am.
Earth Sci. 11(3):265–277.
Villas R.N. and Santos M.D. 2001. Gold deposits of the Carajás
mineral province: deposit types and metallogenesis.
Mineralium Deposita, 36: 300-331.
Weisbrod A. 1981. Fluid inclusios in shallow intrusives. In:
Hollister, L.S.; Crawford, M.L., ed. Fluid inclusions:
applications to petrology. Calgary: Miner. Assoc. of
Canada, v.6, p.241-277, (Short Course Handbook).
Xavier R.P, Araújo C.E.G., Dreher A.M., Taylor B.E. 2004. The
Paleoproterozoic intrusion- related Breves Cu-Au-(MoW-Bi-Sn) deposit, Carajás Mineral Province, northern
Brazil: hydrothermal alteration, ore paragenesis and fluid
evolution. In: Simpósio Brasileiro de Metalogenia, 1. Gramado, RS. Resumos.
Zhang L-G., Liu J-X., Chen Z.-S., Zhou H.-B. 1994. Experimental
investigations of oxygen isotope fractionation in
cassiterite and wolframite. Economic Geology, 89: 150157.
389