Poucos são os trabalhos que tratam das características petrográficas das hospedeiras/encaixantes da mineralização aurífera do Amapari.
Em relatório final de pesquisa da UGM, entregue ao DNPM (inédito), Borges (1999) foi quem apresentou pela primeira vez a classificação das rochas da região do depósito de ouro do Amapari, baseado em estudos petrográficos de lâminas delgadas, de amostras de rocha e testemunhos de sondagem, análises mineralógicas por difração de raio X e observações de rochas aflorantes no campo. Nesse relatório a coluna litoestratigráfica da área foi estabelecida, adotando-se a nomenclatura de fácies de James (1954) para as formações ferríferas bandadas (formação ferrífera fácies óxido e óxido-silicático).
Melo (2001), Melo et al. (2001) , Melo & Villas (2001) e Melo et al. (2003) realizam estudos petrográficos, de química mineral e microtermométricos no Campo Urucum. Parte desses textos são reproduzidos a seguir. Em seu estudo petrográfico, Melo (2001) descreve as rochas do Grupo Vila Nova (Suíte Metamórfica Vila Nova nesse trabalho) de idade paleoproterozóica, constituído pelas rochas metassedimentares clásticas e químicas, cortadas por álcali-feldspato granito. A rochas metassedimentares clásticas são representadas por quartzo-plagioclásio-biotita xistos, hornblenda-biotita-plagioclásio-quartzo xistos e granada-cordierita-turmalina-plagioclásio-biotita-quartzo xistos. As rochas metassedimentares químicas compreendem as formações ferríferas (tipos óxido e óxido silicático) e escarnitos. A formação ferrífera tipo óxido, macroscopicamente, mostra alternância de bandas brancas de quartzo e bandas escuras de magnetita. O tipo óxido-silicático, macroscopicamente, revela bandas cinza claras alternadas com bandas esverdeadas, que nem sempre são regulares. Microscopicamente apresentam intercalações de bandas quartzosas com algum conteúdo de opacos, mica branca e raramente anfibólio, enquanto as bandas esverdeadas constituem-se de grunerita e magnetita. Os escarnitos são isotrópicos, de textura granular grossa e estão representados por dois domínios, sendo um rico em diopsídio em que sobressaem porfiroblastos de granada, opacos e flogopita, enquanto o segundo domínio é predominantemente carbonático (calcita) com alguma flogopita. Os autores realizaram análises por microssonda eletrônica em cristais de anfibólio, piroxênio e granada. O anfibólio é caracterizado como da série cummingtomita-grunerita; o piroxênio e a granada, do escarnito, correspondem a diopsídio, enquanto a granada é classificada como uma solução sólida rica nos componentes almandina (36,60- 38,51%), espessartita (25,95-27,40%) e grossularita (29,31-30,65%), com quantidades menores de piropo (3,80- 4,06%) e pobres em andradita (0,81-2,65%) e uvarovita (<0,16%), refletindo maiores proporções de FeO + MnO + MgO sobre CaO. O álcali-feldspato granito (granito Amapari), cinza claro de granulação grossa, constitui-se de plagioclásio (5 a 40%), álcali-feldspato (12 a 40%) e muscovita (3 a 30%) e os minerais varietais granada e silimanita. Tem como acessórios a turmalina, o zircão e a apatita. A presença de silimanita é interpretada como uma fase reliquiar de protólito metassedimentar. A partir de dados geoquímicos (inéditos), os autores consideram que seja
31 possível enquadrar o granito Amapari nos tipos CCG (granitóides colisionais continentais) de Maniar & Piccoli (1989) ou MPG (granitóides peraluminosos contendo muscovita) de Barbarin (1999). Análise geocronológica por Melo et al. (2001), em palheta de muscovita pelo método K-Ar, forneceu idade média de 1826 ± 35 Ma. Este granito é responsável pelo metamorfismo termal sobre os metassedimentos do depósito de ouro do Amapari, tendo alcançado condições da fácies honblenda hornfels e, localmente, piroxênio hornfels. A mineralização aurífera primária, tipo disseminada, está associada preferencialmente às formações ferríferas dos tipos óxido e óxido- silicático. O minério sulfetado é representado por pirrotita e pirita, sendo a primeira mais abundante no Campo Urucum e a segunda apenas no Campo Taperebá. Dentre os sulfetos, a pirrotita é a mais abundante e, em quantidades bem subordinadas, ocorrem calcopirita, pentlandita, esfalerita, galena e arsenopirita. Baseado em seus estudos, abaixo, é apresentada a provável sequência de formação das fases minerais:
Segundo os mesmos autores, fluidos aquo-carbônicos metamórficos devem fazer parte do primeiro evento hidrotermal, relacionado à instalação das zonas de cisalhamento, e foram provavelmente gerados por reações de descarbonização e desidratação de rochas sedimentares durante o metamorfismo regional a temperaturas entre <420 e 250ºC. O ouro teria sido transportado por esses fluidos, provavelmente na forma de complexos de enxofre do tipo Au(Hs)2- ou similares, em ambiente de baixa sulfidização. O alojamento do corpo granítico teria provocado novo
aporte de fluidos aquosos no sistema hidrotermal (soluções magmáticas) que interagiram com as rochas encaixantes da mineralização. Os fluidos do sistema NaCl+CaCl2+H2O (± MgCl2, FeCl2) de Tht mais altas, de maior salinidade e
as mais altas densidades tiveram maior interação com as rochas encaixantes, das quais o Ca foi derivado. A mineralização é considerado do tipo ouro orogênico.
Faraco et al. (2003) realizam estudos petrográficos e minerográficos dos corpos Taperebá A, B e D, hospedados no greenstone belt paleoproterozóico (2,26 Ga; Mc Reath & Faraco 1997) – Grupo Vila Nova (Lima et al. 1974) ou Grupo Jornal e Serra do Navio (Scarpelli 1970), em zona de cisalhamento dúctil-rúptil (Melo et al. 2001). Segundo Faraco et al. (2003), no campo Taperebá A predominam quartzo-biotita xistos, hornblenda-biotita- quarzo xistos e BIF tipo silicato. As FFb tipo óxido são subordinadas. Todo o pacote é atravessado por
32 leucosienogranito, com rocha carbonática na zona de contato. As BIF tipo silicato são anisotrópicas, com alternância de bandas milimétricas a centimétricas quartzosas brancas e bandas marrons de silicatos de ferro. Possuem textura granoblástica a granonematoblástica média, às vezes deformadas e milonitizadas, constituídas por quartzo, tremolita, grunerita, granada e opacos em diferentes proporções. As BIF tipo óxido são anisotrópicas, com alternância de bandas de quarzo e opacos, textura granoblástica média, não raro deformadas e milonitizadas. As BIF tipo silicato são as que contêm maiores quantidades de sulfetos disseminados, ou como vênulas transversais, ou subconcordantes ao bandamento; correspondem a pirrotita, em cristais subédricos e anédricos isolados, associado à pirita ou intercrescida à calcopirita. As BIF tipo silicato e óxido contêm zonas enriquecidas em diopsídio e/ou quarzo, geralmente associados a opacos (óxidos e/ou sulfetos). O corpo Taperebá B contêm as mesmas rochas do Taperebá A e também rocha carbonática contendo esfalerita e galena intercrescidas à pirrotita. A BIF tipo óxido é predominante em relação ao tipo silicato. Essas litologias estão intrudidas por leucosienogranito de textura granular grossa a muito grossa, essencialmente constituído por microclínio, quartzo, plagioclásio, muscovita e granada. É freqüente a presença de pequenos prismas de turmalina verde. Silimanita, apatita e zircão ocorrem em quantidades acessórias.
Ainda segundo Faraco et al. (2003), o corpo Taperebá D é orientado segundo NW-SE onde predominam rochas carbonáticas com metamáficas subordinadas, atravessadas por leucosienogranito com as mesmas caracterísiticas petrográficas daquelas dos corpos Taperebá A e B. No corpo Taperebá D, ocorrem escarnitos isotrópicos, de granulação fina a média, às vezes grossa, constituídos predominantemente por carbonato, com cordierita, diopsídio, granada, flogopita, opacos e sericita em quantidades variadas. O carbonato é subidioblástico e límpido. A cordierita é subidioblástica a xenoblástica, constituindo cristais isolados ou intercrescida a fenoblastos de granada que atingem até 1,5 cm x 0,5 mm. O diopsídio aparece como fenoblastos ou cristais menores, misturados aos carbonatos. Essa associação mineralógica sugere ação termoquímica do leucosienogranito nos metassedimentos carbonáticos. Existem escarnitos anisotrópicos constituídos por bandas de carbonatos de granulação fina, granada, cordierita e actinolita, intercaladas a bandas de granada. Escarnitos anisotrópicos, deformados também estão presentes e apresentam textura fenoblástica grossa, essencialmente constituídos por diopsídio, além de tremolita, plagioclásio, granada, quartzo, opacos e epidoto. O diopsídio ocorre como fenoblastos fraturados, com fraturas preenchidas por opacos e alterado para zoisita e anfibólio. Esses escarnitos contêm microbandas de pirrotita ou na forma disseminada, às vezes intercrescida a filmes de calcopirita. A pirrotita também preenche os planos de foliação ou as microfraturas do diopsídio. As metamáficas são hornblenda-hornfels, que representam o produto do metamorfismo termal, quando atravessadas pelo leucosienogranito. São isotrópicos, de textura fenoblástica grossa, em que fenoblastos de hornblenda mostram textura tipo peneira, com segregação de opacos, misturados a plagioclásio. Os autores chamam atenção para um biotita sienogranito que corta o corpo Taperebá A. É anisotrópico, de textura inequigranular hipidiomórfica fina a média, configurada por grãos maiores de K-feldspato e quartzo, misturados a porções quartzo feldspáticas mais finas. Os feldspatos são parcialmente sericitizados, com alguns grãos bordejados ou incluindo pequenas palhetas de muscovita tardia. A biotita ocorre como lamelas contornando feldspatos. Cristais automórficos de epidoto revelam sua natureza magmática. É diferente química, textural e composicionalmente dos leucogranitos intrusivos nos corpos Taperebá B e D; este leucogranito é responsável pela
33 geração de escarnitos na zona de contato com as rochas carbonáticas e cálcio-silicáticas e na transformação das metamáficas em hornblenda-hornfels. Os mesmos autores correlacionam o depósito do Amapari com o depósito de Nevoria, hospedado em greenstone de fácies anfibolito entre dois batólitos graníticos, em que corpos de minério aurífero são confinados em BIFs contendo escarnitos (Mueller 1997).