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7.1 Variabilidade química das fases minerais e evolução do fluido mineralizador
De acordo com as evidências petrográficas e de química mineral, a mineralização EA é epigenética, sendo possível sugerir uma evolução para o fluido hidrotermal mineralizador dividida em três ciclos evolutivos: um ciclo evolutivo precoce (0 e 0’), um ciclo evolutivo principal dividido em dois estágios mineralizadores (I e II) e um ciclo evolutivo tardio (III).O ciclo evolutivo precoce, anterior a D1, nas rochas vulcanoclásticas, caracteriza-se pela associação qtz + ab + sct + chl + cal ± tur ± po ± ccp ± pn ± Au e, nos filitos carbonosos por qtz + sct + dol + py ± ccp ± td ± Au. A pirrotita, pirita, pentlandita, tetraedrita e calcopirita encontram-se associadas ao desenvolvimento dos primeiros veios de quartzo (V0) afetados pelo dobramento D1/D2 e as gerações iniciais de pirrotita e pirita já possuem quantidades traço de ouro. Nas rochas vulcanoclásticas, a alteração precoce é localmente muito intensa (0’), gerando domínios com matriz siliciosa muito fina e ricos em sct + chl + cal. Nesta fase evolutiva, as rochas foram sujeitas a recristalização metamórfica que conduziram à formação de fases minerais composicionalmente semelhantes às encontradas na fácies xisto verde, isto é, (1) carbonatos de natureza calcítica, excetuando os carbonatos dos filitos carbonosos; (2) sericitas fengíticas geradas no intervalo ≈ 450-475ºC e ≈ 3 kbar; (3) clorita 0 (com Fe2+ >> Mg) e clorita 0’ (com Mg > Fe2+), possivelmente reajustada durante o metamorfismo, o que pode estar na origem da sobre-estimativa das temperaturas calculadas (≈ 490 ± 10ºC) com base no geotermômetro de base termodinâmica de Inoue et al. (2009) e (4) presença abundante de albita. Uma vez que ocorre predominantemente o desenvolvimento de calcita, o desenvolvimento de epídoto (mineral esperado na fácies xisto verde) não foi possível devido à elevada pressão parcial de CO2 necessária à formação das calcitas e à presença de fases minerais com maiores coeficientes de distribuição para o ferro, além de condições redox que não permitiram a oxidação do mesmo. O pico da recristalização metamórfica será correlativo a D1.
O segundo ciclo evolutivo caracteriza-se pelo desenvolvimento das estruturas mineralizadas sujeitas a dobramento isoclinal D1/D2 e consiste no principal ciclo evolutivo dividido em dois estágios (I e II). O primeiro estágio evolutivo (I) caracteriza-se pelo desenvolvimento da associação qtz + ab + sct + chl + dol + sulfetos + sulfossais terminando com a deposição de antimônio nativo, electrum e ouro-estibinita. As condições P-T em que se inicia este estágio devem corresponder às que determinam a recristalização metamórfica das associações minerais ante-D1, progredindo para condições P-T mais baixas que levam à formação de (1) dolomita e Fe-dolomita, albita, clorita e sericita aproximadamente entre 400ºC a 450ºC sob pressões de 3 a 2 kbar; (2) deposição de py + apy + po, após 360-370ºC e (3) desenvolvimento, na ordem dos 250-300ºC e/ou variações nas condições redox e sulfidização, das fases minerais ricas em Sb, Ni e Pb, terminando com a deposição de antimônio nativo, electrum e ouro-estibinita. O segundo estágio evolutivo (II) é semelhante ao primeiro, embora
Geocronologia e evolução metalogenética da mineralização aurífera do depósito Engenho d’Água
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não ocorra o desenvolvimento de clorita, sugerindo rejuvenescimento do sistema hidrotermal em condições P-T um pouco mais baixas (3-2 kbar; ≈ 375ºC-400ºC), até ≈ 300-275ºC que permitem o desenvolvimento dos sulfossais de antimônio. A associação qtz + sct + dol-Fe + sulfetos + sulfossais que caracteriza este estágio desenvolve-se ao longo de descontinuidades menores que podem corresponder a reativações de estruturas já existentes. Neste estágio, os conteúdos em ouro são significativamente menores, pelo que os fluidos intervenientes devem ser pobres neste elemento.
O terceiro ciclo evolutivo (III) é caracterizado pela deposição tardia de qtz + py + carb + Au em fraturas e vênulas que cortam os bolsões e/ou veios previamente formados. Os fluidos intervenientes neste estágio devem ser resultado da circulação de fluido hidrotermal por fraturação tardi-orogênica. Não sendo possível inferir sobre as condições P-T deste ciclo, podemos apenas concluir que os fluidos são composicionalmente distintos do ciclo evolutivo anterior, inferido pela menor quantidade de fases minerais, ainda que ocorra aumento relativo da quantidade de ouro.
7.2 Idade de deposição do minério
A idade da mineralização aurífera na região do QF tem sido discutida por vários autores. Distúrbios dos sistemas isotópicos impostos por eventos superimpostos que ocorreram durante o Transamazônico e orogênese Brasiliana, tornam a datação direta da mineralização aurífera tarefa difícil. Muitos trabalhos, usando diferentes métodos de datação como Pb-Pb, Re-Os, Rb- Sr, Sm-Nd e Ar-Ar, obtiveram resultados inconclusivos (e.g. Silva, 2006; Noce et al., 2007). Lobato et al. (2007) apresenta a primeira datação fidedigna de 2672 ± 14 Ma (MSWD = 2.3) para cristais de monazita hidrotermal do depósito de ouro orogênico Cuiabá e Morro Velho, constrangendo a origem dos depósitos auríferos ao Arqueano tardio, relativo aos últimos estágios da evolução do greenstone belt Rio das Velhas.
Considerando os dados isotópicos de Pb apresentados para a mineralização de EA, é possível admitir a idade em torno de 2.6 Ga como a época de desenvolvimento do principal evento mineralizador/alteração hidrotermal (associado ao ciclo evolutivo principal), o que se afigura consistente com a idade U-Pb em monazita hidrotermal (2672 ± 14 Ma) obtida para o depósito Cuiabá e Morro Velho. Este evento teria ocorrido em várias fases evolutivas, conforme sugerido pela informação petrográfica e química mineral. A deposição das fases minerais ricas em Sb, representando uma fase mais tardia do sistema mineralizador, teria se formado dentro do mesmo período de tempo, isto é, no Arqueano. Evidências da atuação de eventos tectono- metamórficos mais jovens durante o Neoproterozóico (Brasiliano) são reveladas pelas interseções na curva SK de 628 e 519 Ma e pela idade integrada Ar-Ar (em sericita hidrotermal) de aproximadamente 631 ± 6 Ma. Para além do Pb-Pb e Ar-Ar, os dados analíticos de Rb-Sr e
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Sm-Nd também evidenciam abertura do sistema impossibilitando a determinação da idade da mineralização através destes métodos. A atuação de eventos mais jovens na área do QF foi também documentada na mineralização Cuiabá.
7.3 Fonte dos fluidos mineralizadores e dos metais
O estudo integrado dos sistemas isotópicos permite tecer considerações relativas à fonte dos fluidos mineralizadores conduzentes à deposição da paragênese hidrotermal observada. A principal fonte (reservatório) do fluido mineralizador e, eventualmente dos metais, é a crosta continental superior, nomeadamente as sequências vulcanossedimentares constituintes do greenstone belt Rio das Velhas. As inferências derivam de:
(1) idade Pb-Pb em torno de 2.9 Ga, concordante com a idade dos granitóides do Complexo Campo Belo, sugere estes como fonte de fluido mineralizador;
(2) elevada assinatura isotópica de 87Sr/86Sr (> 0.707), também evidenciada nos estudos de Silva (2006) e Noce et al. (2007) para a jazida Cuiabá;
(3) os valores de
ε
Nd(2.68 Ga) para as vucanoclásticas e sulfetos são variáveis entre -6 e+2, indicando a heterogeneidade das rochas analisadas, típico de sequências meta- vulcanossedimentares do Arqueano, que incluem litótipos de origem mantélica, como rochas vulcânicas máficas e componentes crustais associados ao material sedimentar.
O diagrama da Figura 7.1 ilustra a evolução composicional e condições P-T sugerida para o depósito Engenho d’Água.
Carb I/I’ + Ab I + ChlI/I´ + Ser I/I’ R e c r i s - talização XV 0/0’ Apy I + Py I + Po I F a s e s s u l f u r e t a d a s ricas em Sb, Ni e Pb + Sb0 + AuAg + AuSb D1 D2 Apy II + Py II + Po II F a s e s sulfuretadas ricas em Sb, Ni, Pb, Sb0 Sct II + Dol-Fe Carb III + Py III + Au Fraturação tardi-orogênica D3 Dobramentos isoclinais + Roturas sin/pós dobramento C i s a l h a m e n t o s ( e estruturas secundárias) 200 300 400 500 T ( ºC ) *** Vulcanoclástica ** Filitos carbonosos * *** ** Ciclo evolutivo
precoce Ciclo evolutivo principal
Ciclo evolutivo tardio
* Vulcanoclástica com intensa alteração
≈ 2.68 ou ≈ 2.7 Ga