Depósitos auríferos em veios de quartzo (lode-gold) hospedados em terrenos metamórficos, foram durante muito tempo designados “mesotermais”, um termo originalmente definido por Lindgren (1933) para depósitos formados entre os 1.2-3.6 km. No entanto, Groves et al. (1998) sugere a aplicação do termo “depósito orogênico de ouro”, uma vez que são formados durante a deformação, compressional a transpressional, ao longo das margens convergentes de placas ou dos orógenos colisionais ou acrecionários, em profundidades que variam desde 15-20 km até ambiente próximo à superfície, onde o antimônio pode estar presente. A mineralização é tardi-tectônica, podendo ocorrer pós (fácies xisto verde) ou durante o pico metamórfico (fácies anfibolito) durante os processos termais relacionados à subducção. Em relação às profundidades de formação, os depósitos orogênicos podem ser subdivididos em epizonal (< 6 km), mesozonal (6-12 km) e hipozonal (> 12 km), apresentando cada um suas características geoquímicas, mineralógicas e litoestruturais. As Figuras 1.1 e 1.2, mostram como estes depósitos podem ocorrer no mesmo orógeno que os pórfiros ricos em ouro, epitermais ou VHMS (sulfetos maciços hospedados em rochas vulcânicas), mas normalmente em diferentes profundidades e posições geográficas.
Figura 1.1. Ambientes tectônicos de formação dos depósitos orogênicos de ouro epigenéticos (Groves et al., 1998).
1.2.2 Geologia dos terrenos hospedeiros
Terrenos metamorfizados e deformados de todas as idades são os hospedeiros característicos dos depósitos orogênicos de ouro. A observação dos depósitos em greenstone belts arqueanos e mais recentemente em cinturões Fanerozóicos, sugere uma forte associação
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Figura 1.2. Representação esquemática dos ambientes crustais dos depósitos hidrotermais de ouro em termos da
profundidade de formação e ambiente estrutural em margem convergente (Groves et al., 1998).
destes depósitos a rochas metamorfizadas na fácies xisto verde. No entanto, alguns depósitos ocorrem em terrenos arqueanos de alto grau metamórfico, como é exemplo alguns depósitos sin-metamórficos arqueanos a oeste da Austrália que se encontram hospedados em rochas da fácies granulito. Os protólitos das rochas metamórficas dos greenstone belts são normalmente terrenos vulcânico-plutônicos de rochas basálticas, félsicas a máficas e um oceano back-arc. Sedimentos marinhos clásticos metamorfizados para grauvacas, argilitos, xistos e filitos, hospedam minérios mais jovens, e são importantes em alguns terrenos arqueanos (Goves et al., 1998).
1.2.3 Mineralogia dos depósitos
Os depósitos orogênicos de ouro são caracterizados por apresentarem um sistema de veios de quartzo com ≤ 3-5 % de sulfetos (maioritariamente sulfetos de Fe) e ≤ 5-15 % de minerais carbonatados. Os minerais de ganga mais comuns são albita, mica branca ou fuchsita, clorita, scheelita e turmalina em veios de rochas na fácies xisto-verde. Na fácies anfibolito, os minerais da ganga mais comuns são anfibólio, diópsido, biotita/flogopita, turmalina ou até mesmo granada. A mineralogia dos veios pode não sofrer alterações significativas na mineralogia e teor de minério até uma extensão vertical de 1 a 2 km. A razão Au:Ag varia de 10 a 1, sendo a última menos comum, ocorrendo o minério quer em veios ou rochas encaixantes sulfetadas. A mineralogia sulfetada normalmente reflete a litogeoquímica da rocha hospedeira. A arsenopirita é o sulfeto mais abundante em rochas metassedimentares, enquanto que a pirita ou pirrotita (± arsenopirita) são mais típicas em rochas ígneas metamorfizadas. Os veios
1- Introdução
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auríferos exibem enriquecimento em As, B, Bi, Hg, Sb, Te e W. O Cu, Pb e Zn apresentam menores concentrações próximas dos valores de backgroud (Groves et al., 1998).
1.2.4 Alteração hidrotermal
A alteração hidrotermal exibe forte zoneamento lateral com associações minerais proximais e distais à escala métrica. Os halos de alteração podem ir desde centímetros até 1-2 km. Geralmente existe uma correlação positiva entre o tamanho do depósito e a extensão lateral da alteração, sendo que o halo de alteração tende a ser menos extenso em rochas da fácies anfibolítica que em fácies xisto-verde. As associações minerais que caracterizam os halos de alteração geralmente variam de acordo com a rocha encaixante e o nível crustal (Groves et al., 1998; Eilu et al., 1999).
A maior parte das zonas de alteração mostra evidências para adição de quantidades significativas de CO2, S, K, H2O e LILE (elementos litófilos de elevado raio iônico). Este fato é refletido pela substituição da maior parte ou de todos os minerais presentes antes da alteração com calcita, dolomita, anquerita, pirita, clorita, sericita ou fuchsita na fácies xisto verde, e pela calcita, pirrotita, Ca anfibólio, diópsido, grossulária, biotita ou feldpato K em fácies metamórficas de alto grau. A sulfetação (pirita, pirotita ou arsenopirita) é proeminente em FFB e hospedeiras máficas ricas em Fe; a carbonatização (anquerita, dolomita ou calcita) é dominante em rochas hospedeiras máficas e ultramáficas. Metassomatismo alcalino é caracterizado por desenvolvimento de sericita ou menos comum, fuchsita, biotita ou feldspato K, e anfibólio ou diópsido ocorrem em níveis crustais progressivamente mais profundos e os carbonatos são menos abundantes (Groves et al., 1998; Eilu et al., 1999).
O enriquecimento em SiO2 nas zonas mineralizadas em quantidades significativas torna- se evidente pelo elevado volume de veios de quartzo. No entanto, silicificação no seu senso stricto, onde ocorre adição de sílica na rocha hospedeira e não apenas a formação de veios de quartzo, não tem sido muito documentado. Nos depósitos hospedados em rochas da fácies xisto-verde estão bem documentados enriquecimentos em sílica nas zonas mais proximais da alteração (Eilu et al., 1999). Na Tabela 1.2, estão representadas as associações minerais que caracterizam os halos de alteração hidrotermal proximais e distais para depósitos hospedados em ambientes de fácies xisto-verde.
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Distal Intermédio Próximal
Clorita Clorita Albita
Albita Albita Quartzo
Moscovita/Fuchsita Quartzo Moscovita/Fuchsita
Talco Moscovita/Fuchsita Talco Feldspato K Talco Feldspato K
Quartzo Feldspato K Turmalina
Tremolita-actinolita Turmalina
Epidoto Titanita
Calcita Calcita Calcita
Dolomita/Anquerita Dolomita/Anquerita Dolomita/Anquerita
Siderita/Magnesita Magnetita Magnetita Magnetita
Ilmenita Ilmenita Rutilo
Rutilo Rutilo Hematita
Pirita
Arsenopirita
Ouro Ouro
Sulfetos
Tabela 1.2. Associações minerais características dos halos de alteração hidrotermal na fácies xisto-
verde; a negrito estão representados os minerais mais comuns (adaptado de Eilu et al., 1999).
Halos de alteração hidrotermal Minerais
Silicatos
Carbonatos
Óxidos
1.2.5 Natureza dos fluidos mineralizadores
A natureza dos fluidos responsáveis pelo transporte e deposição dos metais é obtida através do estudo dos halos de alteração hidrotermal da rocha encaixante, e inclusões fluidas nos veios de quartzo contemporâneos do evento da mineralização aurífera ou até mesmo inclusões nos minerais de minério. Estudos realizados até ao momento determinaram que os fluidos são tipicamente de baixa salinidade (2% NaCl equivalente), pH neutro a levemente alcalino, com H2O-CO2 ± CH4, sendo o ouro transportado em condições redutoras por complexos sulfetados. As concentrações em CO2 registam valores ≥ 5 mol% e os valores de δ18O entre os 4 e 15 ‰. Nos greenstone belts arqueanos, uma vez que se distribuem em terrenos desde alto a baixo grau metamórfico, o intervalo de temperatura e pressão de formação destes depósitos se cifra entre 180°-700°C e < 1-5 kbar, respectivamente (Groves et al., 1998; Ridley & Diamond, 2000).
1.2.6 Estilos estruturais
As mineralizações auríferas apresentam forte controle estrutural comumente em estruturas de 2ª, 3ª ou 4ª ordem durante os estágios finais de compressão ou transpressão. Embora seja comum estruturas rúptil-dúctil, podem ser observados vários estilos: (1) falhas rúpteis a zonas de cisalhamento dúcteis reversas com baixo a alto ângulo em regime strike-slip
1- Introdução
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ou oblique-slip; (2) conjuntos de fracturas, zonas de brecha em rochas competentes, redes anastomosadas (stockwork); (3) zonas foliadas com clivagem de pressão e (4) zona de charneira e falhas reversas associadas em turbiditos e/ou sequências de FFB. As estruturas mineralizadas apresentam pequenos deslocamentos sin- e pós-mineralização, mas os depósitos normalmente se caracterizam por um down-plunge contínuo (centenas de metros a quilômetros). O controle estrutural é muitas vezes o principal fator responsável pela mineralização (Groves et al., 1998).