DEPÓSITOS DO TIPO IOCG (IRON OXIDE-COPPER-GOLD)

Atualmente uma variedade de depósitos são enquadrados nesta categoria, os quais comumente são mineralizações epigenéticas, formadas por remobilização hidrotermal associada à granitogênese de origem mantélica (anorogênica ou pós-orogênica), colocada em regiões cratônicas ou extensões de arcos magmáticos, normalmente indicada como fonte dos metais e do calor remobilizador dos fluidos (GROVES et al., 2010). Diversos autores salientam a importância da mistura de fluidos, meteóricos ou bacinais, para a formação das mineralizações, que ocorrem como brechas ou veios sulfetados, além da expressiva alteração hidrotermal, característica deste tipo de mineralização (Figura III.2; HITZMAN et al., 1992; HAYNES et al., 1995; NIIRANEN, 2005; BASTRAKOV et al., 2007; GROVES et al., 2010).

Barton & Johnson (2004) e Hitzman et al. (1992) consideram distintas características dos depósitos IOCG, tais como: (1) extensiva alteração alcalina; (2) grandes volumes de magnetita de baixo Ti e/ou hematita; (3) uma distinta associação de elementos menores (ETR, Co, Ag  U, P); (4) um proeminente controle estrutural. Propensos a ocorrerem em em vários ambientes podem ter associações distintas como magmas específicos (granitóides de alto K, magmatismo alcalino), salmouras não magmáticas (fluidos evaporíticos ou salmouras bacinais), ambientes tectônicos (extensional ou compreesional), ou época característica de formação (predominam no Mesoproterozóico; BARTON & JOHNSON, 2004).

Os depósitos do tipo IOCG, possuem a associação comum Fe-Cu-Au-U-ETR-Mo- W-Sn, com concentrações variáveis destes metais, que nem sempre são economicamente explotáveis. A classe foi denominada por HITZMAN et al. (1992), tendo como depósito tipo o de Olympic Dam na provínicia Sul da Austrália, e engloba diversos depósitos de classe mundial como Igarapé-Bahia, Alemão e Salobo em Carajás, Bayan Obo na China, Kiruna na Suécia, dentre outros.

Os depósitos, que possuem importante controle estrutural, parecem compor diferentes partes de um sistema maior, caracterizado pela sequência típica de alteração (sódica/sódico-cálcica  potássica  hidrolítica), onde a sódica estaria mais profunda, em

escala mais regional, a potássica intermediária, e a hidrolítica (clorita, hematita, barita) mais rasa e restrita, onde estariam os maiores teores de U (HITZMAN et al., 1992; HITZMAN & VALENTA, 2005; NIIRANEN,, 2005; Figura III.2).

As alterações são marcadas pela abundância em óxidos de ferro, predominando magnetita nas fácies precoces e hematita nas tardias, sendo a maior parte das concentrações de depósitos de Cu e Au associadas à alteração potássica (HITZMAN & VALENTA, 2005). De modo geral, a mistura de fluidos parece ser um mecanismo comum para a precipitação dos minerais de minério nos depósitos da classe, que podem associados a fluidos de diversas origens, inclusive não magmáticos (GROVES et al., 2010).

Figura III.2: Seção esquemática de um depósito IOCG, segundo HITZMAN et al. (1992). Fonte: NIIRANEN, 2005

III.4.1 O Distrito de Olympic Dam

No contexto de um orógeno mesoproterozóico que compõe o Cráton Gawler, um dos maiores da Austrália, o depósito de Olympic Dam está todo sob uma coluna sedimentar neoproterozóica a cambriana, referida como plataforma Stuart, com espessura variável entre 300 e 500 m. Sozinha a província responde por 38% da produção mundial de U (LAZNICKA, 2010; SKIRROW et al., 2007).

Este é o mais proeminente e primeiro descoberto, de uma província de vários depósitos, divididos em domínios geológicos: Olympic e Mount Woods. A região foi

intesamente afetada por uma granitogênese pós-orogênica a anorogênica (Hiltaba Suite Granite - HGS), ca. 1,5 Ga, que intrude nesta porção do cráton. As rochas que compõe o orógeno são metassedimentos e metavulcânicas, predominando metarenitos, metarcósios e dolomitos do grupo Wallaroo, e um vulcanismo bimodal, predominantemente félsico da Gawler Range Vulcanics de 1.5 Ga, associado ao início da HSG (HAND et al., 2007; SKIRROW et al., 2007).

As mineralizações estão associadas a brechas ricas em calcocita, calcopirita, pirita, uraninita, bornita e covellita, formadas em diversas litologias da sequência como resultado da intrusão dos granitos (DAVIDSON et al., 2007; HAYNES et al., 1995). A formação das brechas, assim como a colocação dos granitos mineralizantes estão fortemente associadas a estruturas regionais do orógeno (SKIRROW et al., 2007; HAND et al., 2007).

São observadas três fases de alteração hidrotermal que por vezes se sobrepõem: (i) k-feldspato, albita, magnetita, sulfetos de Fe-Cu; (ii) magnetita, biotita, sulfetos; (iii) hematita, sericita, clorita, carbonatos, sulfetos minerais de U e ETR (SKIRROW et al., 2007). As temperaturas de alteração variam entre 350 e 200ºC, e são associadas à mistura dos fluidos graníticos com fluidos meteóricos, produzindo uma ampla variação nas temperaturas dos fluidos e no comportamento dos isótopos, expressas nas razões de δD e δO18 (BASTRAKOV

et al., 2007).

III.4.2 Diversidade dos depósitos de Cobre em IOCG

Desde a definição da classe destes depósitos por HITZMAN et al. (1992), diversos outros depósitos com características distintas foram definidos como do mesmo tipo, ampliando a gama dos depósitos IOCG. Na sua definição inicial algum autores enquadram, além de Olympic Dam e Kiruna (que hospeda um depósito de magnetita-apatita), Bayan Obo (na China) e Phalaborwa (África do Sul), por exemplo, depósitos em carbonatito de ETR e óxidos de ferro na China, e de cobre, apatita e vermiculita na África do Sul (CORRIVEAU, 2009).

Na Província Mineral de Carajás (PMC), ocorrem diversos depósitos da classe dos IOCG: Salobo, Sossego, Igarapé-Bahia, Cristalino, Alvo 118 (MONTEIRO et al., 2008; DREHER et al., 2008). Os depósitos de Igarapé-Bahia e Alemão são hospedados por brechas em uma sequência metassedimentar, com grandes recursos de Cu e Au, associados a brechas de BIF’s, arenitos, e diques quartzo dioríticos, ricas em sulfetos, magnetita, Fe-clorita, e

siderita (GRAINGER et al., 2008). Os depósitos de Candelaria e Manto Verde no Chile são interpretados como IOCG mesozóicos, formados por colocação de granitóides em extensões nos Andes, resultando em sulfetos em brechas e substituição em manto em andesitos e carbonatos das encaixantes (GROVES et al., 2010).

BARTON & JOHNSON (2004) dividem os IOCG’s em membros: (i) magmáticos, formados em arcos ou ambientes com magmatismo alcalino; (ii) bacinais/superficiais, que ocorrem em regiões com fontes de salmouras apropriadas (clima árido ou materiais antigos ricos em Cl), com sistemas de fluxo termal; (iii) metamórficos, associados a regiões com rochas ricas Cl metamorfisadas em grau baixo a intermediário, em ambiente compressional (colapso de bacia) ou metamorfismo progressivo.

Uma descrição mais detalhada sobre alguns depósitos representativos da classe dos IOCG’s encontra-se no Capítulo VII – Análises de Isótopos de Enxofre. Neste capítulo, são brevemente descritos os depósitos utilizados para a comparação dos padrões isotópicos de

34_{S: O’okiep (BOER et al., 1994; CLIFFORD & BARTON, 2012), Olympic Dam} (ELDRIDGE, 1994; HAYNES et al., 1995), Sossego (MONTEIRO et al., 2008), Salobo (RÉQUIA & FONTBOTÉ, 2000), Igarapé-Bahia (DREHER et al., 2008), Aitik (FRIETSCH

et al., 1995), Candelaria (ULRICH & CLARK, 1999; MARSCHIK & FONTBOTÉ, 2001),

Ernest Henry (MARK et al., 2000, 2006) Redbank (KNUTSEN et al., 1979) e Werneck (HUNT et al., 2007).

III.5 TRABALHOS ANTERIORES SOBRE OS DEPÓSITOS DO VALE DO