Condições de P-T e profundidade

Condições de pressão e profundidade de formação da mineralização aurífera e alterações hidrotermais associadas foram estimadas pelo cruzamento entre as temperaturas fornecida pelos pares de isótopos estáveis (O e H) com isócoras construídas a partir dos valores de densidade global mais representativos para os grupos de inclusões carbônicas (Tipo 1) e aquocarbônicas coexistentes (Subtipo 3a). Petrograficamente, a mineralização aurífera do alvo Coelho Central pode ser dividida em dois estágios: (i) Ouro associado a venulações ricas em hornblenda, albita e biotita e à alteração potássica e (ii) Ouro em veios de quartzo. Assim sendo, foram estimados dois intervalos de pressão para a deposição do ouro em Coelho Central.

Para venulações ricas em hornblenda, albita e biotita e alteração potássica, ambas relacionadas à mineralização aurífera, o intervalo de pressão foi estimado pelo cruzamento das isócoras com temperaturas de 586 e 535 ºC, obtidas pelos pares Ab - Bt (δ18O) e Bt - Tur (δD), respectivamente. Dessa forma, para essas alterações foi estimada pressão entre 3,2 e 5,5 kbar, correspondendo a profundidade entre 8,8 e 15,0 Km. Para os veios de quartzo, a geotermometria por isótopos estáveis (δ18O) forneceu três valores de temperatura distintos (Qz - Ttn = 523 ºC, Qz - Bt = 500 ºC e Cal - Bt = 484 ºC). Nesse sentido, optou-se pelo cruzamento das isócoras com a média do valor desses geotermômetros (502 ºC) no intercepto superior e um valor representativo de temperatura de homogeneização final para as IF aquocarbônicas (382 ºC). Assim, foi estimada pressão entre 2,3 e 4,7 kbar, correspondendo à profundidade entre 6,3 e 13,0 Km para a formação dos veios de quartzo e mineralização aurífera associada (Figura 39), admitindo-se condições litostáticas. Embora sejam elevadas, as estimativas de pressão e profundidade mostram-se compatíveis com a significativa ocorrência de inclusões carbônicas de alta densidade (> 1,0 g/cm3_{) e com as assembleias hidrotermais relacionadas com a} mineralização.

Esses valores são elevados em relação aos obtidos por Costa (2018) para os alvos Mirador e Queimadas (1,93 a 3,48 kbar), no entanto, mostram boa correspondência com as associações hidrotermais reconhecidas (diopsídio, hornblenda, albita, biotita e ilmenita) e são compatíveis com valores estimados para outros depósitos orogênicos de fácies anfibolito ao redor do mundo (Mueller & Groves, 1991, Kolb et al. 2015).

Figura 39 – Estimativas das condições de pressão e temperatura para a precipitação da mineralização aurífera no alvo Coelho Central e alterações hidrotermais associadas. A área de cor cinza escuro representa uma estimativa P- T para a formação de venulações ricas em hornblenda, albita e biotita, alteração potássica e ouro associado. A área de cor cinza claro, por sua vez, diz respeito às condições P-T de formação dos veios de quartzo e mineralização aurífera associada. A isócora cinza escuro (ρ=1.045 g/cm3_{) refere-se a um valor representativo para as IF}

carbônicas primárias com densidade maior que 1.0 g/cm3_{. A isócora vermelha (ρ=0.935 g/cm}3_{) representa}

densidade média para inclusões carbônicas em grupos aleatórios. A isócora verde (ρ=0.867 g/cm3_{) refere-se a}

média para as IF aquocarbônicas isoladas (primárias). A isócora amarela (ρ=0.781 g/cm3_{) representa densidade}

4.5 EVOLUÇÃO DO FLUIDO E O PAPEL DO CO2 NA MINERALIZAÇÃO

Experimentos termodinâmicos mostram que o ouro e outros metais em soluções hidrotermais são transportados normalmente sob a forma de bissulfetos (AuHSº e Au(HS)-

2) e complexos de cloro (AuCl2-) (Benning & Seward, 1996, Hayashi & Ohmoto, 1991). Esses complexos têm seu transporte mais eficaz por fluidos hidrotermais aquosos ao invés de fluidos ricos em CO2 como o reconhecido no alvo Coelho Central (Seward 1991). Apesar disso, nos últimos anos, muitos autores vêm reconhecendo a importância, ainda que indireta, de fluidos ricos em CO2 para o transporte e precipitação de ouro e metais (Phillips & Evans, 2004, Bark

et al. 2007, Pokrovski et al. 2008, Chi et al. 2009, Klein & Fuzikawa, 2010, Hanley & Gladney,

2011, Cheng et al. 2017).

No alvo Coelho Central, embora as assembleias hidrotermais relacionadas à mineralização aurífera sejam hidratadas, sugerindo alta atividade de H2O durante a evolução hidrotermal, veios de quartzo contendo sulfetos e ouro livre mostram ampla predominância de inclusões carbônicas sobre aquosas e aquocarbônicas, algo que nos impede de descartar a importância do CO2 para a deposição do ouro e metais associados. Para além disso, a natureza carbônica de fluidos hidrotermais, mineralizantes ou não, não inviabiliza a formação de alterações hidrotermais hidratadas, conforme discutido por Tarnocai (2000) e Chi et al. (2009).

Processos de imiscibilidade vêm sendo apontado como importantes para a precipitação de ouro em depósitos orogênicos (Klein et al. 2006, 2015, Zhang et al. 2012, Lawrence et al. 2013, Wang et al. 2015, Sahoo et al. 2015). Assumindo a hipótese de imiscibilidade de um fluido aquocarbônico rico em CO2 (CO2-H2O-NaCl±N2±CH4), é provável que boa parte de H2O do fluido tenha sido consumida por reações com as rochas encaixantes e consequentemente pela formação de silicatos hidrotermais hidratados (hornblenda, epidoto, biotita e turmalina). Interação fluido/rocha deve ter causado alterações nas propriedades físico-químicas do fluido, tais como mudanças no pH e pressão do CO2, importantes na redução da solubilidade, desestabilização dos complexos bissulfetados e precipitação do ouro tanto nos veios de quartzo como nas rochas encaixantes hidrotermalizadas (Lowenstern, 2001, Hagemann & Lüders, 2003). Como tais complexos têm mais afinidade com fluidos aquosos, é provável que o papel do CO2 no transporte e precipitação dos metais seja secundário. Phillips & Evans (2004) propõem que o CO2 tenha influência limitando (“tamponando”) o fluido em uma faixa de pH na qual aumente a concentração de ouro nos fluidos.

As presenças de CH4 e N2 na composição do fluido, seja por proporções misturadas ao CO2,seja como inclusões independentes, podem ser explicadas pela interação do fluido com rochas metassedimentares contendo matéria orgânica (Shepherd et al. 1991). Especificamente em relação às proporções de CH4 nas inclusões carbônicas e aquocarbônicas, interação fluido/rocha pode também ter sido responsável pela adição deste componenteno sistema, causando a diminuição da ƒO2 que, aliada à flutuação de pressão e variações no pH do fluido, pode ter causado desestabilização de complexos de AuHSº ou Au(HS)-2, contribuindo para a precipitação de ouro nas zonas hidrotermalizadas (Ridley & Diamond, 2000).

No estágio final da paleossistema hidrotermal, atividades tectônicas em um regime dúctil- rúptil com deformação e faturamento dos veios de quartzo contribuíram para infiltração de um fluido aquoso tardio (< 211 ºC), de composição ~H2O-NaCl-CaCl2, reconhecido em inclusões aquosas em trilhas secundárias (FIA D), que precipitou em abundância calcita e pirita em fraturas e falhas. Análises petrográficas, inclusive detalhadas por MEV, nos mostram que nesse estágio hidrotermal não ocorreu precipitação de ouro e dos elementos a ele associados (Ag, Te, Bi, Pb e Ni) reconhecidos nos estágios iniciais da história hidrotermal do alvo Coelho Central.

4.6 COMPARAÇÕES COM DEPÓSITOS OROGÊNICOS DE FÁCIES ANFIBOLITO