Na região do Projeto Rio do Sangue são conhecidas áreas caracterizadas pela ocorrência de Pb, Zn, Ag, Cu-Au e diamante. Parte dos metais base e do ouro estão associados ao Depósito Polimetálico de Aripuanã e o diamante à Província Kimberlítica de Juína (Figura 3.3).
3.5.1 – Depósito Polimetálico de Aripuanã
A mineralização sulfetada do Depósito Polimetálico de Aripuanã, também conhecido como Depósito Polimetálico da Serra do Expedito (Néder et al., 2000 in Leite et al., 2005), constitui-se em três corpos de minério designados de Valley, Massaranduba e Babaçu (Leite et al., 2005). As reservas do depósito Valley estão estimadas em 11,6 milhões de m³, com 6.29% de Zn, 2.25% de Pb, 0.07% de Cu, 65g/ton de Ag e 0,25g/ton de Au (Leite et al., 2005).
De acordo com Néder et al. (2000 in Leite et al., 2005), a mineralização está hospedada na subunidade de tufos e rochas sedimentares químicas, que mostram delgadas intercalações de rochas vulcânicas porfiríticas. O depósito consiste em vários corpos tabulares dispostos segundo a orientação preferencial das encaixantes, ao longo de sigmóide que varia entre N55W e N15W, com mergulhos tanto para SW quanto para SE. Segundo esses mesmos autores, as mineralizações acham-se delimitadas por zonas de cisalhamento e de brechação, sendo que nas zonas mineralizadas a hospedeira é, dominantemente, do tipo brechada.
Texturalmente, os corpos de sulfetos podem ser divididos em bandados e disseminados. Nos primeiros, as bandas são determinadas pela alternância de zonas ricas em pirita ou pirrotita e em esfalerita. Os autores afirmam que, embora o bandamento pudesse ser confundido com uma feição singenética, nenhuma textura ou estrutura sedimentar foi identificada. Os sulfetos disseminados ocorrem como pequenos veios, stringers, open-filling spaces, incluindo boxworks e veios crustiformes. Os minerais minérios que ocorrem em ambos os tipos de mineralização são pirita, pirrotita, esfalerita, galena, calcopirita, magnetita, arsenopirita e cassiterita (Leite et al., 2005). Néder et al. (2000 in Leite et al., 2005) apresentaram alguns dados de isótopos de Pb obtidos
em galena do Depósito Valley. Os resultados mostram variação de idades de 1,76, 1,82 e 1,99 Ga. A alteração hidrotermal, registrada no Depósito Valley, consiste em envelope tabular, com aproximadamente 200 m de espessura, subparalelo às lentes da mineralização sulfetada (Néder et
al., 2001 in Leite et al., 2005). A mineralogia das zonas de alteração hidrotermal forma padrão
zonado e simétrico, constituído dominantemente de clorita, com proporções variadas de biotita, tremolita-actinolita, magnetita e carbonato (Leite et al., 2005).
Néder et al. (2000 e 2001 in Leite et al., 2005) apresentaram uma série de evidências que
fundamentam um modelo para as mineralizações sulfetadas do Depósito Polimetálico de Aripuanã. Dentre estas ressaltam: a) extensas zonas de rochas piroclásticas com intercalações mais delgadas de tufos retrabalhados e exalitos que hospedam a mineralização; b) íntima associação da mineralização com zonas de deformação frágil; c) presença de sedimentos químicos intercalados à
seqüência piroclástica; d) preenchimento da matriz de brechas e veios crustiformes por sulfetos e minerais de alteração hidrotermal; e) íntima relação espacial e temporal entre granitos subvulcânicos e rochas vulcânicas dacíticas e f) idades similares de galena e rochas hospedeiras.
Estas evidências levaram os autores a propor a formação de Depósito Polimetálico de Aripuanã em ambiente de abatimento de caldeira, onde a deformação das rochas vulcânicas, o alojamento de granitóides subvulcânicos, a mineralização e a alteração hidrotermal foram contemporâneas. A superimposição de distintas paragêneses de alteração hidrotermal é explicada por reativações sucessivas de falhas sin-vulcânicas, as quais teriam controlado as diferentes intensidades da alteração, o que é marcado por estilos variados da substituição metassomática.
A partir destas considerações, os autores propõem que um único episódio vulcânico poderia, durante seus estágios iniciais, desenvolver a cloritização e a carbonatação de open-filling spaces em típico processo de propilitização. Em estágios mais tardios teriam sido desenvolvidas alterações cálcio-silicástica e magnetita-clorita, a partir de intensas reativações, em mais altas temperaturas. Portanto, a despeito da associação rochas vulcânicas-minério, a mineralização provavelmente não é do tipo exalativa. Desta forma, sua origem é proposta a partir de fluidos magmáticos-hidrotermais ácidos, liberados de granitos contemporâneos que migraram ao longo de zonas de falhas, por acomodação das rochas hospedeiras durante os estágios finais das intrusões.
3.5.2 – Província Kimberlítica de Juína
A Província Kimberlítica de Juína localiza-se na porção noroeste do Estado de Mato Grosso. Enquadra-se no trend AZ 125, megalineamento que se estende desde a região sudeste até o Estado de Rondônia (Tompkins, 1991). O posicionamento das estruturas kimberlíticas é controlado por uma forte estruturação tectônica nordeste (Teixeira et al., 1998a). Bizzi (1993 in Araújo 2002) reportou idade de 198 Ma (Rb/Sr em mica e rocha total) para kimberlitos da província e zircões de brechas kimberlíticas indicaram idades U-Pb entre 92 e 95 Ma (Heaman et al., 1998).
Diversas intrusões e chaminés kimberlíticas ocorrem nos sedimentos da Bacia do Parecis, nas cabeceiras do Rio Juína Mirim, uma das principais áreas produtoras de diamante (Araújo, 2002). Corpos isolados também ocorrem entre as bacias dos Rios Vinte e Um de Abril e Cinta Larga, intrudidos no embasamento cristalino (Araújo, 2002). Os corpos kimberlíticos estão intemperisados, o que facilita o seu reconhecimento pelo solo argiloso avermelhado, distinto do solo arenoso derivado das rochas encaixantes da Formação Fazenda Casa Branca (Haralyi, 1991).
Os kimberlitos intrudidos tanto no embasamento cristalino quanto nas rochas sedimentares da Bacia do Parecis não apresentam feições de superfície marcantes porém, as estruturas kimberlíticas são grandes (com até 55 hectares), circulares e rasas (de 20 a 80 metros) (Araújo, 2002).
As estruturas kimberlíticas de Juína provavelmente se originaram de uma explosão subaérea estromboliana, às quais as brechas kimberlíticas estão relacionadas (Araújo, 2002). Uma série de explosões menos intensas parecem ter ocorrido após o principal processo explosivo, produzindo múltiplos acamamentos de lapilli kimberlítica suportado por clastos (Araújo, 2002).