JOSÉ HENRIQUE DA SILVA NOGUEIRA DE MATOS
“EVOLUÇÃO METALOGENÉTICA DA MINA DE COBRE DE
PEDRA VERDE (CE)”
CAMPINAS
2012
NÚMERO: 457/2012 UNIVERSIDADE ESTADUAL DE CAMPINAS
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
JOSÉ HENRIQUE DA SILVA NOGUEIRA DE MATOS
“EVOLUÇÃO METALOGENÉTICA DA MINA DE COBRE DE PEDRA VERDE (CE)”
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
APRESENTADA AO INSTITUTO DE
GEOCIÊNCIAS DA UNIVERSIDADE
ESTADUAL DE CAMPINAS PARA
OBTENÇÃO DO TÍTULO DE MESTRE EM GEOCIÊNCIAS NA ÁREA DE GEOLOGIA E RECURSOS NATURAIS
ORIENTADOR: PROF. DR. TICIANO JOSÉ SARAIVA DOS SANTOS CO-ORIENTADOR: PROF. DRA. LENA VIRGÍNIA SOARES MONTEIRO
ESTE EXEMPLAR CORRESPONDE À VERSÃO FINAL DA DISSERTAÇÃO DEFENDIDA PELO JOSÉ HENRIQUE DA SILVA NOGUEIRA DE MATOSE ORIENTADO PELO
ORIENTADOR: PROF. DR. TICIANO JOSÉ SARAIVA DOS SANTOS
________________________________________________
© by José Henrique da Silva Nogueira de Matos, 2012
FICHA CATALOGRÁFICA ELABORADA POR
CÁSSIA RAQUEL DA SILVA – CRB8/5752 – BIBLIOTECA “CONRADO PASCHOALE” DO INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
UNICAMP
Informações para a Biblioteca Digital
Título em inglês: Metallogenic evolution of the Pedra Verde Copper Mine (CE) Palavras-chaves em inglês:
Copper
Copper – Mines and mining Pedra Verde (CE)
Área de concentração: Geologia de Recursos Naturais Titulação: Mestre em Geociências.
Banca examinadora:
Ticicano José Saraiva dos Santos (orientador) Clóvis Vaz Parente
Roberto Perez Xavier
Data da defesa: 14-09-2012
Programa de Pós-graduação em: Geociências Matos, José Henrique da Silva Nogueira de, 1987-
M428e Evolução metalogenética da mina de cobre Pedra Verde (CE) / José Henrique da Silva Nogueira de Matos-- Campinas, SP.: [s.n.], 2012.
Orientador: Ticiano José Saraiva dos Santos.
Coorientador: Lena Virginia Soares Monteiro. Dissertação (mestrado) - Universidade Estadual de
Campinas, Instituto de Geociências.
1. Cobre. 2. Cobre – Minas e mineração. 3. Pedra Verde (CE) I. Santos, Ticiano Jose Saraiva dos, 1964- II. Monteiro, Lena Virginia Soares, 1970- III. Universidade Estadual de Campinas, Instituto de Geociências. IV. Título.
Dedico esta obra àqueles que me fortaleceram nos momentos de fraqueza, Meus Pais.
AGRADECIMENTOS
Em mais uma etapa que chega ao fim, muitas pessoas e instituições foram e são importantes e merecem serem citadas, reconhecidas e agradecidas neste espaço.
Primeiramente aos meus verdadeiros heróis, Mãe, Pai, Irmã e Avó devido ao amor incondicional e compreensão ao perceberem que as pedras no meu caminho eram o motivo de meu entusiasmo, mesmo que para isso fossem necessários longos períodos de ausência.
Ao meu amor, Vanessa, um porto seguro encontrado há quase quatro anos, obrigado por todo apoio, paciência, ensinamentos e por compartilhar os melhores momentos da vida comigo.
Aos meus orientadores, Ticiano José Saraiva e Lena Virgínia Soares Monteiro não só pela orientação, mas principalmente pela amizade e confiança depositada em mim.
Aos docentes Roberto Perez Xavier e Ricardo Perobelli Borba pela oportunidade de trabalharmos juntos.
Aos grandes parceiros de república que me aturaram durante esses dois anos Renan, Bruno, Eric, Eric (Bob), Joaquim, Andrezão e Bruce.
Ao meu grande amigo e irmão Danilo que após sete anos e meio de convívio e dois e meio no mesmo quarto chegou a hora de cada um seguir o seu caminho, obrigado por tudo, você é o cara! A parceria é eterna.
Aos amigos remanescentes do tempo de graduação e escola que independente da distância estiveram presentes de alguma forma nesse período, com certeza não irei esquecer das discussões, risadas, roles de skate, churrascos, refeições que vocês bancaram, pescarias. Valeu Finado, Paulo e Lucão (Jabuka).
A parceria da sala 15 (C.A. da pós) e seus agregados: Lobato, Madruga, Emílio, Ethiane, Amarildo, Téo, Juliano, Bruno, Bilica, Finado, Paulo, Thiara, Carolina Moretto, Samuel, Emannuel, Samuca (Jow), Galé, Rosana, Cebola e Marco. A todos esses muito obrigado pelos dois maravilhosos anos de convívio.
Ao pessoal do Instituto de Geociência pela amizade e apoio durante esse período, em especial a Valdirene, Gorete, Guerreiro e Seu Aníbal.
Ao pessoal da Vila de Ubari em Viçosa do Ceará, pelo auxílio e receptividade durante o período de campo, principalmente Neto, Dinho, Necão e Cazé.
A Wilhelm Malheiros Sauerbronn pela amizade, inspiração e discussões em campo. Por fim, a Extrativa Fertilizantes S/A por ceder os dados para este trabalho, liberar o acesso a área de pesquisa, acomodação e alimentação durante o período de campo.
BIOGRAFIA
Ingressei na Universidade Estadual de Campinas (Unicamp) no curso de Ciências da Terra em março de 2005 onde escolhi a modalidade Geologia. Em julho de 2006 iniciei minha primeira iniciação científica (bolsa PIBIC/Cnpq) junto à orientadora Regina Célia de Oliveira, intitulada de “Caracterização dos Depósitos Quaternários do Município de São Vicente - SP”. Em julho de 2007 iniciei minha segunda iniciação científica (bolsa PIBIC/Cnpq) intitulada de “Análise Petrográfica e Termobarométrica das Rochas Metabásicas Situadas Entre o Lineamento Transbrasiliano e o Arco Magmático de Santa Quitéria - Ceará” junto ao orientador que mais tarde seria o mesmo do mestrado Ticiano José Saraiva dos Santos.
No primeiro semestre de 2010 desenvolvi meu trabalho de conclusão de curso (TCC) com o Dr. Celso Dal Ré Carneiro intitulado de “Estruturas Associadas à Zona de Cisalhamento de Jacutinga, Borda Sul da Cunha de Guaxupé, SP - MG”, o trabalho juntamente com minha graduação foi concluído em julho de 2010. Durante a graduação participei do Programa Auxílio Docente (PAD) junto ao professor Celso Dal Ré Carneiro, na disciplina de Geologia Estrutural e Desenho Geológico.
Em agosto de 2010 ingressei no programa de mestrado em geociências na Unicamp, o projeto teve como orientador o professor Dr. Ticiano José Saraiva dos Santos e co-Orientadora Lena Virgínia Soares Monteiro. O trabalho foi financiado pela CAPES e teve o auxílio logístico da Extrativa Fertilizantes S/A. A obra intitulada de “Evolução Metalogenética da Mina de Cobre de Pedra Verde (CE)” foi concluída com a defesa de dissertação dia 14 de setembro de 2012. No período em que o mestrado foi realizado, participei do Student Chapter Unicamp da SEG (Society of Economic Geology) e do Programa Estágio Docente (PED) por duas oportunidades, a primeira de Mineralogia junto aos professores Drs. Roberto Perez Xavier e Ricardo Borba Perobelli, e de Geologia Metamórfica junto à professora Dr. Lena Virgínia Soares Monteiro. Além de duas monitorias voluntárias junto ao professor Dr. Ticiano José Saraiva dos Santos na disciplina Geologia de Campo 2.
UNIVERSIDADE ESTADUAL DE CAMPINAS INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
EVOLUÇÃO METALOGENÉTICA DA MINA DE PEDRA VERDE (CE) RESUMO
Dissertação de Mestrado
José Henrique da Silva Nogueira de Matos
A mina de cobre de Pedra Verde situa-se no município de Viçosa do Ceará, NW do Ceará. O depósito é hospedado por rochas supracrustais neoproterozóicas do Grupo Martinópole, Domínio Médio Coreaú. O embasamento é constituído por gnaisses-migmatíticos TTG paleoproterozóico (2,35 Ga). Quartzitos com intercalações de xistos, filitos, metassiltitos e meta-argilitos compõem a sequência supracrustal. A mineralização é hospedada por clorita-calcita filito carbonoso com biotita (Filito Pedra Verde). O filito é um corpo tabular, tem foliações com direção NE-SW e mergulhos entre 45° a subverticais para NW e coloração cinza escura. Três eventos deformacionais são identificados nessa unidade: i) D’1, associado ao metamorfismo de baixo grau gerou foliações com mergulhos entre 45° a 65° para NW (S1) e crenulação (S2); ii) D’2, restrito ao topo do filito, representa transcorrência dextral NE-SW que gerou foliações miloníticas com mergulhos verticais a subverticais NW, crenulação (S3) e dobras intrafoliais com eixo subvertical; iii) D’3, tem as mesmas características de D’2 no entanto ocorreu em regime rúptil-dúctil. Há presença de dois tipos de veios quartzo-carbonáticos. A primeira geração, V1, é associada com D’1 e representada por veios dobrados, que acompanham a S1 e apresentam fraturas de tensão. A segunda geração, V2, coevos à D’2, inclui veios escalonados que cortam a foliação milonítica e a clivagem de crenulação S3 e evidenciam movimentação dextral. O depósito tem zonação mineral que reflete evolução de um ambiente redutor para oxidante, com paragênese marcassita/pirita + Agnativa + calcopirita + bornita + calcocita + Cunativo
+ hematita ± barita ± material carbonoso. Quatro estágios de alteração hidrotermal foram identificados: (i) silicificação com substituição parcial do filito, (ii) carbonatação-silicificação-cloritização associada a veios e brechas hidráulicas compostas por carbonatos, (iii) sericitização e (iv) hematização, ambas tardias e pervasivas com substituição parcial a total da rocha. A mineralização de cobre é concomitante com o estágio de carbonatação-silicificação-cloritização, comumente ocorrendo associada à matéria carbonosa. Os valores de 18 H2O (8,94 a 19,20‰) do fluido hidrotermal indicam
origem metamórfica dos fluidos e interação com fluidos bacinais remanescentes. Já valores de 13CPDB
da calcita hidrotermal (-2,60 a -9,25‰) indicam mistura de carbono marinhos (13C ≈ 0‰) com material carbonoso (empobrecido em 13C). Valores de SCDT (14,88 a 36,91‰) mostram
enriquecimento em S34, indicando redução dos sulfatos e geração de H2S em um sistema restrito em
relação à disponibilidade de SO42-. Assim, a mina de Pedra Verde, único depósito de cobre
stratabound hospedado em rochas metassedimentares descrito no país, mostra-se análoga aos depósitos cupríferos do Congo-Zambian Copper Belt. Contudo, sua gênese relaciona-se a processos predominantemente epigenéticos ligados à história deformacional pós-metamórfica do Grupo Martinópole.
UNIVERSITY OF CAMPINAS INSTITUTE OF GEOSCIENCE
METALLOGENIC EVOLUTION OF PEDRA VERDE COPPER MINE (CE) ABSTRACT
Master degree dissertation
José Henrique da Silva Nogueira de Matos
The Pedra Verde Copper Mine, located at Viçosa do Ceará (CE), contains reserves of 44.932.644 t with 0.9 wt.% of Cu (418.726 tonn of Cu), with silver as by-product. The deposit is hosted by Neoproterozoic supracrustal rocks of the Martinopole Group, in the Médio Coreau Domain. Gneisses-migmatites TTG units compound the Paleoproterozoic basement (2.35 Ga) in the area. The mineralization is hosted by carbonaceus chlorite-calcite phyllite with biotite (Pedra Verde Phyllite). The phyllite is tabular, dark grey coloured about 120 to 150 m thick and has NE-SW foliations with 45° to sub-vertical dip. Three deformational events have been indentify in the unit i) D’1 associated with low-grade metamorphism, foliation between 45° to 65° dip to NW (S1) and crenulation (S2); ii) D’2 restrict on the top of phyllite, related with a dextral NE-SW shear zone that produced vertical to sub-vertical mylonitic foliations, crenulation (S3) and intrafolial folds with vertical axis. iii) D’3 is recorded also on the top of the phyllite with the same direction of D’2, shows brittle-ductile behavior. There are two types of veins (V1, V2). V1 is associated with D’1, it´s folded and follows S1, and locally shows tension fracture. V2 is coeval to D’2 and cut the mylonitic foliation with 55° and S3 cleavage. Sometimes V2 is scaled and shows evidence of dextral movement during its formation. The Pedra Verde deposit is stratabound and has mineral zonation that reflects evolution of the hydrothermal system from reduced to oxidized conditions. Zones with marcassite/pyrite, native silver and chalcopyrite are replaced upwards successively by bornite, chalcocite, native copper and hematite. The sulphide precipitation was possibly related to the fluid interaction with carbonaceous material. Four stages of hydrothermal alterations have been identified in the deposit: pervasive silicification, carbonate-silica-chlorite alteration that is pervasive and associated with veins and hydraulic carbonate breccias, besides pervasive sericitization and hematite formation. The copper mineralization is coeval to carbonatation-silicification-chloritization. The 18 H2O values (8.94 to 19.20‰) showed
metamorphic isotopic signature with interaction with remnants connate fluids. The hydrothermal calcite 13CPDB isotopic values (-2.60 to -9.25‰) indicate mixing of carbon sources derived from
marine carbonatic rocks (13C ≈ 0‰) and carbonaceous material.The S isotopic composition of sulphides ( SCDT = 14.88 to 36.91‰) shows enrichment in S
34
, that could indicate reduced-sulphate to form H2S in a restrict system for SO4
2-. Thus, the Pedra Verde Mine is the unique stratabound metasedimentary-hosted copper deposit described in the Brazil and shares similarities with copper deposits of the Congo-Zambian Copper Belt. However, the Pedra Verde deposit was related with the epigenetic, post metamorphic deformational history of the Martinópole Group in the Médio Coreaú Domain.
Sumário
1. Introdução ... 1 1.1 Objetivos Gerais ... 2 1.1.1 Objetivos Específicos ... 2 1.2 Localização da Área ... 3 1.3 Métodos ... 3 1.3.1 Levantamentos de campo ... 31.3.2 Petrografia em luz transmitida e refletida ... 5
1.3.3 Microscopia eletrônica de varredura (MEV) ... 5
1.3.4 Isótopos estáveis ... 5
2. Contexto Geológico Regional ... 9
2.1 Histórico da Mina de Pedra Verde ... 9
2.2 Arcabouço Geológico Regional ... 12
3. Contexto Geológico da Mina de Pedra Verde ... 21
3.1 Complexo Granja ... 25
3.2 Formação São Joaquim ... 25
3.3 Formação Santa Terezinha ... 25
4. Geologia Estrutural e Evolução Tectônica da região da Mina ... 31
5. Geologia do Minério - Filito Pedra Verde (clorita-calcita filito carbonoso com biotita), Brecha Hematítica hidráulica e Brecha Tectônica ... 35
5.1 Filito Pedra Verde (clorita-calcita filito carbonoso com biotita) ... 35
5.2 Brecha Hematítica Hidráulica ... 38
5.3 Brecha Tectônica ... 39
5.4 Metamorfismo e Geologia Estrutural do Filito Pedra Verde ... 39
5.4 Veios ... 43
6. Alteração Hidrotermal ... 45
6.1 Silicificação ... 45
6.2 Carbonatação, Silicificação e Cloritização ... 47
6.4 Hematização ... 53 7. Mineralização ... 55 7.1 Enriquecimento Supergênico ... 63 8. Isótopos Estáveis ... 65 8.1 Isótopos de Oxigênio ... 65 8.2 Isótopos de Carbono ... 66 8.3 Isótopos de Enxofre ... 67 9. Discussões ... 69
9.1 Fonte dos Fluidos Hidrotermais e do Enxofre ... 69
9.2 Evolução do Sistema Hidrotermal ... 73
9.3 Precipitação do Minério de Cobre ... 75
9.4 Filito Pedra Verde e o “timing” da mineralização de cobre ... 75
9.5 Modelo Metalogenético ... 85
9.6 Grupos Martinópole e Ubajara: evolução geológica regional ... 87
10. Conclusões ... 93
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ... 97
Índice de Figuras
Figura 1. 1: Localização de Viçosa do Ceará e principais vias de acesso ... 3
Figura 1. 2: Construção da planta de uma galeria a partir do método Trena e Bússola. ... 4
Figura 1. 3: Metodologia para o mapeamento de galeria. ... 5
Figura 2. 1: Resquícios da antiga mina de Pedra Verde. ... 11
Figura 2. 2: Província Borborema. ... 12
Figura 2. 3: Domínio Médio Coreaú. ... 17
Figura 3. 1: Mapa geológico da região da mina de Pedra Verde ... 23
Figura 3. 2: Aspecto textural das rochas da região da mina de Pedra Verde. ... 27
Figura 3. 3: Mapa Geológico e perfil esquemático da mina de cobre de Pedra Verde ... 29
Figura 4. 1: Padrões da foliação S1. ... 32
Figura 4. 2: Padrões da foliação S2. ... 34
Figura 5. 1: Filito Pedra Verde em escala de aflorament e Filito Pedra Verde a partir de testemunhos de sondagem. ... 36
Figura 5. 2: Microfotografias do Filito Pedra Verde. ... 37
Figura 5. 3: Principais texturas da Brecha Hematítica hidráulica em testumunho e na galeria ... 38
Figura 5. 4: Mapa geológico da região SW da galeria exploratória. ... 41
Figura 5. 5: Veios silicáticos e carbonáticos em testemunhos e na galeria. ... 43
Figura 6. 1: Silicificação ... 46
Figura 6. 2: Alteração hidrotermal representada por carbonatação/silicificação... 48
Figura 6. 3: Alteração clorítica. ... 49
Figura 6. 4: Alteração sericítica ... 51
Figura 6. 5: Alteração Hematítica. ... 54
Figura 7. 1: Estágios iniciais da mineralização e substituição da pirita por calcopirita no Filito Pedra Verde ... 56
Figura 7. 2: Imagem de elétrons retro-espalhados obtida com uso de microscópio eletrônico de varredura e espectro de prata nativa inclusa em calcopirita. ... 57
Figura 7. 3: Cobre nativo com textura dendrítica entre os planos de foliação. ... 58
Figura 7. 4: Fotomicrografias em luz transmtida e refletida mostrando formas de ocorrência dos sulfetos de cobre, paragêneses e texturas do minério de cobre ... 59
Figura 7. 5: Imagens de elétrons retro-espalhados obtidos a partir de MEV e espectros de EDS mostrando ocorrência da barita associada ao minério cuprífero de Pedra Verde ... 62
Figura 7. 6: Alteração Supergênica (Filito Pedra Verde) ... 63
Figura 8. 1: Composição isotópica de oxigênio e carbono para calcita hidrotermal da mina Pedra Verde.67 Figura 8. 2: Histograma mostrando composições isotópicas de enxofre de sulfetos da mina Pedra Verde.68 Figura 9. 1: O gráfico DH2O vs. 18OH2O. ... 70
Figura 9. 2: Representação esquemática de duas bacia com relação a disponibilididade de SO42-. ... 72
Figura 9. 3: Diagramas de estabilidade Cu-Fe-S a temperaturas de 400 °C e 300 °C ... 75
Figura 9. 5: Quadro paragenético do Filito Pedra Verde. ... 79
Figura 9. 6: Relações petrográficas comparadas ao modelo de Riedel. ... 83
Figura 9. 7: Modelo metalogenético do Copperbelt do Congo e Zâmbia (Hitzman, 2010)... 86
Índice de Tabelas
Tabela 1.1: Composição isotópica de oxigênio de calcita hidrotermal e composição isotópica de oxigênio para o fluido hidrotermal calculada a diferentes temperaturas, considerando-se o fator de fracionamento isotópico entre calcita-H2O de Zheng (1994). Os valores estão em ‰ e padronizados de acordo com SMOW. ... 66
Tabela 1.2: Composição isotópica de carbono em calcita hidrotermal. ... 66 Tabela 1.3: Composição isotópica de enxofre em sulfetos. ... 68
1. Introdução
A reserva mundial de cobre chega a 2,6 bilhões de toneladas, porém somente 12% é explotada. As principais reservas de cobre estão localizadas em apenas 4 países: Chile, Peru, Estados Unidos e China. Com a abertura da Mina de Sossego em 2004, em Carajás, o Brasil saiu recentemente do posto de importador de cobre para exportador (Brito et al. 2010); situação que deve ser mantida com o início das operações também na Mina Solobo a partir de 2011. Os depósitos de Carajás e do Vale do Curaçá, na Bahia, são considerados os mais importantes do país.
Os depósitos de cobre do tipo pórfiro (eg. Chuquiamata, Chile), óxido de ferro-cobre-ouro (iron oxide-copper-gold, eg. Olympic Dam, Austrália) e de cobre hospedados em rochas sedimentares ou metassedimentares (eg. Kupperschiefer, Alemanha-Polônia e Copperbelt Congo-Zâmbia) representam mais 90% das reservas mundiais de cobre. Reservas de cobre também são associados a depósitos hospedados em rochas vulcânicas (volcanic-hosted massive sulphides ou VHMS) e, subordinadamente, a depósitos de Zn-Pb do tipo SEDEX, hospedados predominantemente em rochas pelíticas reduzidas (Robb 2005).
Os depósitos de cobre hospedados em rochas sedimentares ou metassedimentares representam aproximadamente 23% das reservas mundiais de Cu, e contém importantes reservas de Co, Ag, Au e elementos do grupo da platina (Hitzman 2005). Esse tipo de depósito em geral é de pequeno porte, no entanto no Copperbelt do Congo-Zâmbia e o Kupperschiefer da Alemanha-Polônia apresentam uma série de depósitos em continuidade lateral, sendo alguns de classe mundial (Caiteux 2005). Tal tipo de depósito está, em geral, diretamente relacionado a condições físico-químicas (pH e potencial de oxi-redução) específicas que possibilitam a lixiviação, o transporte e a precipitação do minério (Robb, 2005; Pirajno, 2009; Hitzman, 2010) e, muitas vezes, também apresentam controle estrutural (Maiden e Borg 2011).
A Mina de Cobre Pedra Verde, no município de Viçosa do Ceará, apresenta características semelhantes a depósitos de cobre hospedados em rochas sedimentares ou metassedimentares. O depósito é hospedado por rochas do Grupo Martinópole que juntamente com o Grupo Ubajara compõem a sequência supracrustal metavulcanosedimentar neoproterozóica do Domínio Médio
Coreaú, no extremo noroeste da Província Borborema. Segundo DNPM (2001), o depósito apresenta prata como sub-produto e reservas totais de 44.932.644 t, com teor médio de 0,9% de cobre, que equivale a 418.726 t de cobre contido.
Embora estudos sobre a gênese da Mina de Cobre Pedra Verde, considerando-se os modelos clássicos de depósitos minerais, sejam escassos, sabe-se que o depósito é hospedado em rochas metassedimentares de baixo grau (fácies xisto verde), representadas por filitos carbonosos (Filito Pedra Verde) e que trata-se de um depósito stratabound com zonamento mineral definido do topo para base por zona vermelha com óxidos e hidróxidos de ferro, zona da calcocita, zona da bornita, zona da calcopirita e zona da pirita (Collins e Loureiro, 1971; Kopershoek et al., 1979; Brizzi e Roberto, 1988).
Esse estudo tem como enfoque central a caracterização da Mina de Cobre Pedra Verde no tocante sua evolução estrutural, natureza das rochas hospedeiras e sua correlação estratigráfica com unidades regionais, a alteração hidrotermal e do minério, assim como suas assinaturas isotópicas (S, C e O) afim de compreender a gênese e a definição de um modelo metalogenético para a mesma.
1.1 Objetivos Gerais
Esta dissertação visa propor um modelo de evolução metalogenética da Mina de Cobre de Pedra Verde a fim de reconstituir sua história geológica no contexto tectônico do Domínio Médio Coreaú.
1.1.1 Objetivos Específicos
i) Definição das paragêneses do depósito Pedra Verde e hierarquização dos processos estruturais, metamórficos, hidrotermais e mineralizantes.
ii) Determinação das fontes de carbono, enxofre e fluidos para o sistema hidrotermal com base em isótopos de O, C e S e determinação das condições redox da interação entre o fluido mineralizante e a rocha hospedeira.
iii) Contextualização da gênese do minério cuprífero em relação à evolução tectônica do Domínio Médio Coreaú (DMC).
1.2 Localização da Área
A Mina de cobre de Pedra Verde se localiza no noroeste do estado do Ceará, no município de Viçosa do Ceará. O acesso para Viçosa do Ceará a partir de Fortaleza é pela BR-222 até o município de Tianguá, onde se toma a CE-175 até Viçosa. A Mina se encontra a 3 km ao leste do distrito General Tibúrcio, pertencente ao município de Viçosa do Ceará (figura 1.1).
Figura 1. 1: Localização e principais vias de acesso à Viçosa do Ceará.
1.3 Métodos
1.3.1 Levantamentos de campo
Foram efetuados levantamentos geológico-estruturais na área da Mina Pedra Verde, e em seu entorno, em duas etapas de campo. A primeira etapa teve duração de 45 dias, no período de 14/08/2010 a 28/09/2010, e a segunda de 10 dias, no período de 19/07/2011 a 29/07/2011, visando a determinação das relações entre os litotipos hospedeiros do minério e as estruturas tectônicas. Foram realizados perfis nos arredores do depósito e mapeamento detalhado de
superfície (na escala 1:5000) e do lado SW da galeria exploratória (na escala 1:500), que abrange cerca de 250 metros. Os levantamentos incluíram a descrição das estruturas tectônicas rúpteis e dúcteis e seu relacionamento temporal e de pervasividade com os fluidos hidrotermais. Adicionalmente, foi realizada a descrição de testemunhos de sondagem e amostragem de litotipos representativos das rochas hospedeiras e dos tipos de minério. Esquemas (Logs) com as descrições dos testemunhos foram confeccionados visando definir as relações do minério com a rocha encaixante, além do melhor entendimento do corpo mineralizado em profundidade.
O método utilizado no mapeamento da galeria (figura 1.2) consiste em três etapas: i) setorizar a galeria de acordo com sua direção a partir de um segmento de reta central entre suas paredes para obtenção da direção e extensão de cada setor; ii) definido o setor, as principais feições são listadas independentemente do fator geológico e delimitadas por segmentos de reta oblíquos à direção da galeria; iii) os segmentos são unidos em suas extremidades, e sempre começam em uma parede e terminam na parede oposta, formando um “zigue-zague”. Dessa forma através do segmento central é possível reproduzir a extensão e direção da galeria e por meio dos segmentos oblíquos ao central estimar a largura média em planta.
Figura 1. 2:Construção da planta de uma galeria a partir do método Trena e Bússola.
Para obtenção de uma quantidade satisfatória de dados geológico-estruturais, os setores divididos anteriormente foram projetados a partir do perfil ortogonal da galeria em uma circunferência. A circunferência foi dividida em oito fatias iguais, sendo que as duas que representaram o piso foram descartadas. As paredes foram representadas por duas partes cada uma, a inferior seguiu do piso até aproximadamente 1,30 m e, a superior de 1,30 m até o teto com
média aproximada de 2,10 m. O teto foi divido em dois lados, esquerdo e direito como na figura 1.3.
Figura 1. 3: Metodologia para o mapeamento de galeria; A- Como projetar cada setor da galeria em planta; B- Perfil ortogonal da galeria, onde a circunferência de referência é projetada em seis
planos; C- Resultado de uma veio em planta.
1.3.2 Petrografia em luz transmitida e refletida
Estudos petrográficos realizados no IG-UNICAMP nortearam todas as etapas analíticas subsequentes. Tais estudos visaram à identificação das rochas hospedeiras, relações texturais entre os minerais de minério e de ganga, relações entre paragêneses e microestruturas, sobreposições de feições tectônicas e de eventos hidrotermais. Especialmente em amostras mineralizadas, os estudos objetivaram a determinação das paragêneses de minério.
1.3.3 Microscopia eletrônica de varredura (MEV)
Estudos de microscopia eletrônica de varredura foram realizados no IG-UNICAMP com uso de MEV (microscopia eletrônica de varredura) modelo LEO 430i acoplado a EDS (Energy Dispersive Spectroscopy), possibilitando a caracterização detalhada das fases minerais menores tanto da ganga (eg. sulfatos e fosfatos) quanto do minério (eg. prata).
1.3.4 Isótopos estáveis
Análises de isótopos de carbono e oxigênio em carbonatos (8 amostras) e de enxofre em sulfetos (calcocita, calcopirita e pirita) (9 amostras) foram realizadas afim de caracterizar a história geoquímica da formação de carbonatos e sulfetos hidrotermais. As composições isotópicas 13C e 34S são fortemente controladas por fO2, T, pH e PH2O, com importantes
implicações no reconhecimento de mecanismos de deposição do minério. Tais análises podem ser indicativas ainda da origem do enxofre e do carbono nos sistemas estudados. Adicionalmente, a composição isotópica de oxigênio de minerais carbonáticos foi usada em estimativas da composição isotópica do fluido responsável pela formação das fases de ganga, considerando-se os fatores de fracionamento mineral água, determinados empírica ou teoricamente (Zheng 1993a; 1993b).
A separação mineral (carbonatos e sulfetos) foi feita com auxílio de microrretífica Dremel e catação manual com uso de lupa e pinça, objetivando a obtenção de 1 mg de concentrado de sulfeto e de 10 µg de carbonato por amostra. As amostras analisadas no laboratório de Geocronologia do Instituto de Geociências da Universidade Brasília.
Os isótopos de C, O e S foram analisados no Thermo Scientific MAT 253 (espectrômetro de massa) do laboratório de Geocronologia da Universidade de Brasília. O espectrômetro é constituído de três unidades, a fonte de íons, o analisador e o coletor. A primeira unidade bombeia os íons em gás composto de H2 e He. A segunda unidade através de campo
eletromagnético que produz deflexão total é a que analisa todos os gases presentes na amostra exceto H2. A terceira unidade está localizada no plano focal de deflexção, onde há coleta da
espécie analisada.
As amostras de carbonato foram processadas no Kiel IV Carbonate acoplado ao Thermo
Scientific MAT 253. A produção de CO2 a partir do carbonato foi realizada no Kiel IV
Carbonate, cujo processo é todo controlado por temperatura. A primeira etapa consistiu na
dissolução do carbonato por ácido fosfórico (H2PO4) em altas temperaturas, com produção de
CO2 e H2O gasoso. Na segunda etapa, o gás produzido passou por uma trapa criogênica a -190
°C, onde as impurezas não condensadas foram retiradas. Na terceira etapa o gás foi aquecido até a -90 °C para separação de CO2 e de H2O. Na etapa final foi produzido um microvolume de CO2
a partir de processos a vácuo para medição da pCO2. As frações isotópicas de 13C e 18O do
microvolume de CO2 foram medidas no espectrômetro com precisão 13C = 0,05‰ e 18O =
0,10‰ e o resultado dado em PDB (Pee Dee Belemnite).
A produção de SO2 para análise isotópica de 34S foi feita a partir da combustão dos
da combustão foram levados através de uma corrente de hélio para catalizadores de tungstênio e zircônio para redução em um filamento de cobre de alta pureza. A separação de SO2 foi feita em
cromatógrafo de gás. Os valores de 34S têm precisão de 0,01‰ e o resultado reportado em relação ao padrão CDT (Canion Del Diablo Troillite).
2. Contexto Geológico Regional
2.1 Histórico da Mina de Pedra Verde
O primeiro relatodaocorrência de cobre no Filito Pedra Verde deve-se a Von Eschwege, em 1833, no livro “Pluto Brasiliensis” publicado na Alemanha (Torquato & Nogueira Neto 1996). A primeira menção oficial à ocorrência de Pedra Verde ocorreu em 1857, na ocasião de um litígio sobre a posse das terras (Kopershoek et al. 1979). Durante o início do século XX vários geólogos visitaram a ocorrência na Serra da Ibiapaba, porém não foram feitas avaliações quantitativas dos recursos. Após a Segunda Guerra Mundial, foram realizados estudos que visaram a cubagem e a definição do tipo de depósito, sendo a companhia KLOCKNER & CO em 1947 a primeira a começar as campanhas de exploração mineral, com realização de algumas sondagens e abertura de uma galeria subterrânea com 80 m de extensão.
Nos anos de 1949 e 1950, J. A. Quesado e I. Velasco fizeram as primeiras estimativas relativas ao depósito, sendo que o segundo ainda propôs que a ocorrência estaria associada a uma falha mineralizada e relacionada a um granito intrusivo próximo (Neoproterozóico, eg. Tucunduba e Chaval; Cambriano – Ordoviciano, eg. Mucambo e Meruoca), e elevou o status da ocorrência à jazida.
Durante a década de 1960, a empresa REVERE COPPER & BRASS, por meio da Indústria Sul-Americana de Metais S.A., abriu mais alguns metros na galeria subterrânea e perfurou mais 13 furos de sondagens. A partir desta fase exploratória, Collins & Loureiro (1971) consideraram o enriquecimento supergênico em malaquita e azurita com alto teor como resultado da alteração intempérica do minério sulfetado de baixo teor, classificado como singenético.
No ano de 1971, a PROMISA, Mineração e Prospecções Minerais S/A, solicitou junto ao DNPM duas áreas com cerca de 1000 hectares cada, e deu prosseguimento às pesquisas até 1979, quando o projeto para financiamento junto ao BNDES não foi aprovado. Entre 1979 e 1984, devido à paralisação das pesquisas, a Jazida de Pedra Verde integrou parte de um programa de pesquisa para áreas geologicamente semelhantes, e em Julho de 1984, a Companhia Guanordeste
Mineração e Comércio Ltda. iniciou a explotação e tratamento do carbonato de cobre com abertura de uma cava a céu aberto.
Com a exaustão do minério supergênico nos anos 90, deu-se a paralisação das atividades, que não avançaram para a porção sulfetada do minério. A situação deixada pela Companhia Guanordeste configura em uma prática não recomendada, e um grande equívoco por parte dos técnicos responsáveis, já que as pilhas de rejeito estão amontoadas em meio aos escombros do que restou da infra-estrutura da antiga mina. Além disso, esse rejeito que está sob o efeito intempérico libera o carbonato hidratado de cobre (malaquita) nos rios durante a época das chuvas, o que contamina açudes e rios perenes da região (figura 2.1).
Hoje a área está sob concessão de lavra da Extrativa Fertilizantes S/A, porém o projeto encontra-se estagnado após uma primeira tentativa frustrada de exploração devido à crise econômica de 2008, que foi sucedida por uma nova fase de pesquisa mineral entre os anos de 2008 e 2011.
Figura 2. 1: Resquícios da antiga mina de Pedra Verde; a, b, c) Panorama das pilhas de rejeito que circundam as drenagens atuais; d) Infra-estrutura deteriorada com montes de rejeito; e, f) Blocos
2.2 Arcabouço Geológico Regional
A Província Borborema foi definida por Almeida et al. (1981) como um complexo mosaico, delimitado por falhas e altos do embasamento, cuja configuração deu-se no Neoproterozóico. Brito Neves et al. (2000) dividiram a Província em seis domínios tectono-estratigráficos e plutons graníticos: i) Domínio Médio Coreaú; ii) Domínio Ceará Central; iii) Domínio Rio Grande do Norte; iv) Domínio Central; v) Domínio Meridional; e vi) Maciço Pernambuco Alagoas (figura 2.2).
Figura 2. 2: Província Borborema dividida por Brito Neves et al. (2000). Figura adaptada de Santos
et al. (2004).
Neste contexto, o depósito Pedra Verde encaixa-se no Domínio Médio Coreaú (DMC), localizado no extremo Noroeste da Província Borborema, limitado a SE pelo Lineamento Transbrasiliano (Zona de Cisalhamento Sobral-Pedro II) e encoberto a W pelos sedimentos da Bacia do Parnaíba.
O DMC é composto por embasamento paleoproterozóico, unidades supracrustais metamorfisadas paleo e neoproterozóicas, granitos e granitóides neoproterozóicos e cambro-ordovicianos, além de bacias cambro-ordovicianas (figura 2.3). Seu embasamento é representado pelo Complexo Granja, que inclui gnaisses de alto grau metamórfico, em sua maioria ortoderivados, derivados de tonalito-throndjemito-granodiorito (TTG), incluindo ainda anfibolitos, leucogranitos, granulitos máficos e enderbitos, leptinitos, kinzigitos e migmatitos. Esta unidade apresenta idades U-Pb em zircão de 2,3 – 2,36 Ga (Fetter et al. 1995, 2000).
As rochas supracrustais são divididas em duas unidades, Grupo Ubajara ao sul e Grupo Martinópole, situado na região centro-norte. O Grupo Ubajara recobre a região sul do DMC no denominado gráben Bambuí-Jaibaras (Caby et al. 1991) e é dividido em três formações, da base para o topo: i) Caiçaras, caracterizada por uma sequência que grada de ardósias para meta-arenitos no topo, ii) Trapiá-Frecheirinha, composta por meta-meta-arenitos (antiga Formação Trapiá) interdigitados com metacarbonatos (antiga Formação Frecheirinha) e iii) Coreaú, composta por meta-arenitos e metagrauvacas. Rochas félsicas a intermediárias da Sequência Vulcânica
Saquinho, tais como traqui-andesitos, riolitos, riodacitos, brechas e tufos, que ocorrem
intercaladas com contato tectônico às formações Caiçaras e Trapiá-Frecheirinha (Hackspacher et
al. 1988, Santos et al. 2004). No topo do Grupo Ubajara, Hackspacher et al. (1988) descrevem a Formação Olho d’Agua do Caboclo, que inclui arenitos, metassiltitos e meta-paraconglomerados com clastos dos litotipos do Grupo Ubajara.
Hackspacher et al. (1988) relacionam o Grupo Ubajara à transgressão marinha. A Formação Caiçaras representaria sedimentação fluvial distal, sendo que os protólitos dos meta-arenitos teriam sido depósitados em rios meandrantes e das ardósias em planícies de inundação. A Formação Trapiá reflete, segundo os autores, planície de maré e a Formação Frecheirinha ambiente marinho relativamente raso, marcando a transgressão. A Formação Coreaú marcaria a regressão marinha e a Olho d’Agua do Caboclo a deposição molássica.
O Grupo Martinópole preenche o gráben de mesmo nome, que está localizado entre o
horst Tucunduba ao sul e o horst de Granja, ao norte (ambos altos do embasamento).
Estratigraficamente é dividido em quatro formações da base para topo: i) Goiabeiras, composta por xistos que gradam da isógrada da clorita até a da cianita, intercalados a corpos de paragnaisses constituídos por quartzo e feldspato, ii) São Joaquim, constituída principalmente
por quartzitos com intercalações de xistos nas isógradas da estaurolita, cianita e sillimanita e metarriolitos, iii) Covão, representada por sericita-clorita xisto com pequenas intercalações de quartzito, e iv) Santa Terezinha, que é um pacote composto por metassedimentar de baixo grau metamórfico, caracterizado por metassiltito, meta-arenito, filito, xistos quartzosos e algumas pequenas intercalações de riolitos (Santos et al. 2004). Torquato (1995) ainda descreve metaconglomerados, diamictitos e finas bandas de mármore nesta formação.
Oliveira (1992) considera que o gráben Martinópole representa uma bacia que evoluiu de um ambiente marinho para continental. A deposição inicial seria representada pelas sequências deposicionais do tipo flysch, que teriam gradado para plataformal epicontinental, representada pelas formações Goiabeiras e São Joaquim. Sequências vulcanoclásticas representadas pelas formações Covão e Santa Terezinha, que incluem tufos a cinzas vulcânicas de afinidade félsica com estruturas que sugerem deposição em ambiente continental, provavelmente subaéreo, predominam no topo.
Corroborando a idéia deOliveira (1992), Fetter et al. (1997) obtiveram idade em U-Pb de 775 ± 11 Ma nos metarriolitos intercalados à Formação Santa Terezinha. Fetter (1999) e Santos (1999), com base em idade modelo Sm-Nd entre 1,24 e 1,32 Ga (Formação Goiabeira) e 1,61 e 2,69 Ga (Formação Santa Terezinha), sugerem contribuição magmática juvenil neoproterozóica para Formação Goiabeira enquanto para Formação Santa Terezinha uma mistura entre material gnáissico do embasamento e o magma juvenil foi proposta.
A bacia Cambro-Ordoviciana no DMC é representada pela Bacia Jaibaras, localizada sobre o Lineamento Transbrasiliano. O eixo principal de deposição segue o lineamento, NE-SW, e foi definida por Oliveira (2001) como estágio final de rifte (Sag Basin), precedente à Bacia do Parnaíba.
O preenchimento da bacia é dado por sedimentos imaturos em um ambiente que grada de um sistema deltaico para um de lago associado à riftes. A bacia é dividida em três formações, da base para o topo; i) Formação Massapê, constituída por paraconglomerados polímiticos clasto suportados, com fragmentos angulares a arredondados de gnaisses do embasamento do DMC, intercalados a pequenas lentes areníticas, ii) Formação Pacujá composta por pelitos no centro e arenitos vermelhos a amarronados em suas bordas, e iii) Formação Aprazível que recobre a
sequência com paraconglomerados polimíticos clasto suportado, com fragmentos pelíticos e plutônicos da Formação Pacujá e das suítes intrusivas Mucambo e Meruoca. Intercalado às duas primeiras formações tem-se vulcânicas basálticas denominadas de suíte Parapuí (Oliveira & Mohriak 2003).
O DMC apresenta quatro fases deformacionais (D1, D2, D3 e D4), três desenvolvidas em regime dúctil e uma em regime rúptil-dúctil (Santos et al. 2004). D1 está registrada nas rochas do embasamento e é responsável por foliações com baixo ângulo e mergulhos para SE. D2 desenvolveu foliações sub-paralelas a D1, dobras com vergência para NW, lineações donw-dip e foliações miloníticas que evidenciam os cavalgamentos do maciço Granja e do Grupo Martinópole. No Grupo Martinópole D2 ocorreu em fácies anfibolito e no Grupo Ubajara em condições de metamorfismo de mais baixo grau. D3 tem caráter transcorrente dextral, e está impresso principalmente nas rochas das formações Covão e Santa Terezinha, onde é reconhecido pelas foliações sub-verticais com direções NE-SW a E-W, rearranjando as lineações frontais geradas por D2 (down dip) para direcionais (strike slip). D4 é a evolução de D3 para um regime transpressivo em nível crustal mais raso, com comportamento rúptil-dúctil, muito bem registrado nos quartzitos da Formação São Joaquim.
Cronologicamente, Santos et al. (2004) sumarizam assim os estágios de deformação: D1 seria o resultado do evento Transamazônico entre 2,2 Ga e 2,0 Ga. D2 resulta da interação entre a Província Borborema e o cráton Oeste Africano, entre 620 Ma e 590 Ma. D3 é representada pelos granitóides com bordas cisalhadas durante regime transcorrente, em um intervalo entre 590 Ma e 570 Ma. E por fim, D4 é definido pela rápida ascensão e resfriamento das rochas granulíticas do embasamento, entre 565 Ma e 555 Ma. Devido às duas últimas fases deformacionais do DMC, terrenos metamorfisados em condições distintas aparecem justapostos como acontece com as rochas das formações São Joaquim e Santa Terezinha (figura 2.3).
Neste contexto, o Filito Pedra Verde representa a unidade de topo de uma série de intercalações entre quartzitos e filitos. Estratigraficamente essa intercalação tem contato inferior com quartzitos da Formação São Joaquim do Grupo Martinópole e superior com conglomerados polimíticos que provavelmente representam a fase final da sedimentação da Formação Santa Terezinha. Kopershoek et al. (1979) posicionaram a unidade com intercalações da qual o Filito Pedra Verde faz parte sobre a Formação São Joaquim, chamando-a de Formação Mambira. Porém tal divisão é diferente daquela proposta nos demais trabalhos (Prado et al. 1981, Torquato
et al. 1987 in. Torquato 1996, Hackspacher et al. 1988,Oliveira 1992, Santos et al. 2004), sendo mais coerente a colocação desta série de intercalações junto à Formação Santa Terezinha devido à semelhança litoestratigráfica.
3. Contexto Geológico da Mina de Pedra Verde
Na região da mina de cobre de Pedra Verde, o embasamento, representado pelo Complexo Granja, está preservado como um núcleo no topo da Serra de São Joaquim compondo a charneira de um anticlinal (figura 3.1). O embasamento é composto por rochas gnáissico-migmatíticas com direção NE-SW, com mergulhos que variam ora pra NW e ora pra SE. A Serra de São Joaquim é sustentada pela Formação São Joaquim do Grupo Martinópole, que na região é representada por quartzitos e pequenas lentes de granada xisto.
A mina de Pedra Verde situa-se no limite SW da Serra de São Joaquim (figura 3.1), inserida em clorita-calcita filito carbonoso com biotita. A rocha hospedeira representa o topo da unidade de intercalações entre filitos carbonosos e quartzitos, e tem contato superior com metaconglomerado polimítico. Estes pacotes litológicos têm direção NE com mergulho preferencial para NW, e compõem a sequência supracrustal que preenche o gráben Martinópole.
3.1 Complexo Granja
Um núcleo do embasamento aflora próximo a Viçosa do Ceará, parcialmente encoberto pelas rochas sedimentares da Bacia do Parnaíba (figura 3.1). O embasamento é composto por leucognaisses de composição tonalítica a granodiorítica, biotita gnaisses com porfiroblastos de feldspato potássico e albita, além de gnaisses migmatizados de composição granítica (figuras 3.2 a, b). A maioria das rochas apresenta feições miloníticas, tais como foliações anastomosadas.
3.2 Formação São Joaquim
Os quartzitos e xistos da Formação São Joaquim configuram a Serra de São Joaquim e morrotes que estão alongados nas direções E e NE, a NE da área de estudo. Os quartzitos (figura 3.2 c) são predominantes e os xistos aparecem principalmente na porção centro leste da Serra de São Joaquim como lentes e espessas camadas (até 10 m). Distinguem-se três tipos de quartzito: i) puros com granulação grossa; ii) com muscovita de granulação grossa e; iii) puros com quartzo criptocristalino que compõem zonas milonitizadas. Os xistos são classificados como granada xisto e cianita-granada xisto. A muscovita configura a foliação ao longo da qual ocorrem a cianita e pequenas fitas quartzosas. Entre os planos de foliação ocorrem porfiroblastos de granada com sombras de pressão assimétricas preenchidas por quartzo.
3.3 Formação Santa Terezinha
Nas proximidades do distrito de Santa Terezinha, ao pé da Serra de São Joaquim, siltitos arroxeados, ritmitos com lentes arroxeadas, amarronadas e esbraquiçadas e meta-arenitos compõem a Formação Santa Terezinha (figuras 3.2 d, e). Na região da mina de Pedra Verde, essa Formação consiste em uma sequência de quartzitos e filitos intercalados recobertos por um pacote metaconglomerático (figura 3.3). Essas rochas estruturam um pequeno braço da Serra de São Joaquim com direção NE. O quartzito é o limite inferior da sequência rítmica entre filitos e quartzitos, que termina com a deposição de brecha sedimentar (figuras 3.2 f; 3.3). Os quartzitos são puros ou com muscovita e não apresentam evidências de mineralização sulfetada. Os filitos são divididos em filito carbonoso, clorita-calcita filito carbonoso com biotita e são recobertos por Brecha Hematítica limonitizada com espessura máxima de 2 m. O Filito Pedra Verde (clorita-calcita filito carbonoso com biotita) tem aproximadamente 120 m de espessura e
compõe, junto com a Brecha Hematítica, a porção superior desta sequência que está em contato com o metaconglomerado (figuras 3.2 g, h).
O metaconglomerado é clasto suportado, porém apresenta porções matriz suportada. A matriz é argilosa com lentes areníticas. Os clastos de filitos e quartzitos e, eventualmente, de rochas carbonáticas, são angulosos com diâmetros de 0,4 mm a 15 cm. Os clastos fazem contato entre si e, por vezes, ocorrem imbricados um com os outros (figura 3.2 h). No contato com o filito, a matriz está limonitizada devido à oxidação de hematita fina, o que confere cor avermelhada à rocha. Em direção ao topo não há mais limonitização e a matriz apresenta sericita e clorita metamórfica, apresentando cor amarronzada.
Figura 3. 2: Aspecto textural das rochas da região da mina de Pedra Verde; a) Biotita gnaisse do embasamento com bandamento composicional definido pela S1 composto por albita, feldspato potássico, quartzo e biotita, b) Gnaisse migmatítico com leucossoma em bolsão composto por quartzo, plagioclásio, feldspato potássico; c) Quartzito da Formação São Joaquim; d) Meta-arenito arroxeado da Formação Santa Terezinha com precipitação dendrítica de manganês, e) Filitos cinza-arroxeado com tons esbranquiçados, f) Quartzito na porção central com filito carbonoso no topo e na base, g) Filito Pedra Verde (clorita-calcita filito
carbonoso com biotita), h) Metaconglomerado clasto suportado, com alguns clastos imbricados, topo da sequência estratigráfica.
4. Geologia Estrutural e Evolução Tectônica da região da Mina
A tendência estrutural observada nas unidades geológicas na área da mina de Pedra Verde tem direção NE-SW (figura 3.3). A presença de duas foliações, S1 e foliação milonítica, com mesma direção é notória. A foliação S1 (figura 4.1 a) apresenta baixo a médio ângulo (15° a 45°) para NW, sendo que as rochas do embasamento ainda registram mergulhos para SE, e padrão anastomosado na foliação gnáissica. Próximo da mina, as rochas da Formação São Joaquim mergulham preferencialmente para NW. A foliação milonítica possui a mesma direção NE-SW, no entanto, com mergulhos de alto ângulo (>60°) a sub-verticais para SE e NW.
No plano S1 se desenvolve lineação de estiramento mineral predominantemente oblíqua e
down-dip, definida por biotita e quartzo nos gnaisses e por muscovita e sericita nos quartzitos e
xistos (figura 4.1 a). Nos gnaisses, S1 pode ser caracterizada de acordo com o sentido de mergulho e estruturas presentes. Próximo à Viçosa do Ceará, no topo da Serra de São Joaquim, S1 mergulha preferencialmente para SE e apresenta dobras intra-foliais assimétricas e sigmóides. As dobras têm eixo com direção NE e cuja assimetria indica uma vergência com topo para NW, o que é corroborado por sigmóides nas porções leucocráticas. Já nas proximidades de General Tibúrcio, a foliação S1, em geral, mergulha para SE e, além de aparecer dobrada, engloba
boundins gnáissicos. As dobras são intra-foliais assimétricas e, assim como os boundins,
apresentam topo para SE (figuras 4.1 b, c, e).
Nos quartzitos da Formação São Joaquim as dobras são escassas, porém, têm maior dimensão (figura 4.1 d) com eixo para NE e plano axial subvertical. Nos xistos, S1 está crenulada. A clivagem de crenulação apresenta direção NE e mergulho de alto ângulo para NW e para SE.
Figura 4. 1: Padrões da foliação S1; a) Diagrama de Schimidt representando foliações (círculos máximos) e lineações (mancha de frequência), indicando mergulhos intermediários a baixos para NW e
SE e lineações predominantemente oblíquas e down dip; b) dobras parasíticas em leucognaisse com vergência para SE na região N da Serra de São Joaquim; c) boundin de composição tonalítica preservado em meio à dobra inclinada com vergência para SE em biotita gnaisse; d) Dobra assimétrica
em quartzito com vergência para NE no limite N da Serra de São Joaquim; e) Dobra em metassiltitos da Formação Santa Terezinha, indicando compressão de NW para SE no limite NE da Serra de São Joaquim; f) Dobras inclinadas intrafoliais em biotita gnaisse com vergência para NE, região S de São
A foliação milonítica (figura 4.2) está claramente registrada nos quartzitos da Formação São Joaquim e nas intercalações entre quartzitos e filitos da Formação Santa Terezinha, próximo à Pedra Verde, onde dificilmente se vê o registro de S1. Nos planos de foliação (figura 4.2 b, c), a lineação de estiramento mineral ora é oblíqua com baixo ângulo ora direcional (figura 4.2 a) e é dada por sericita no caso dos filitos, e por muscovita nos quartzitos. Não foram reconhecidas lineações deste tipo nos gnaisses. Sigmóides, pequenas dobras intrafoliais e porções crenuladas dos filitos são relacionadas a esta segunda fase de deformação e indicam movimentação NE-SW dextral (figuras 4.2 d, e, f), como está registrado no contato entre o Filito Pedra Verde e o conglomerado onde tem-se proto-milonitos e milonitos.
Concordante à foliação milonítica, no topo do Filito Pedra Verde há uma porção brechóide de caráter tectônico com espessura máxima aproximada de 10 m, que se diferencia da Brecha Hematítita limonitizada por ter matriz sericítica e pelos blocos e clastos bem angulosos de quartzitos, rochas carbonáticas e do próprio filito, que por vezes aparecem rotacionados definindo movimentação relativa dextral.
Na região que compreende a Serra de São Joaquim, as direções e feições estruturais, tais como o contato concordante com S1 entre os gnaisses do embasamento e os quartzitos da Formação São Joaquim, sigmóides, dobras e crenulação revelam tectônica compressiva com direção de máximo esforço (σ1) em NW-SE. Este evento deformacional também pode ser
relacionado ao anticlinal com um núcleo preservado do embasamento no topo da serra, acima das unidades supracrustais do Grupo Martinópole (figura 3.1). Nas bordas da Serra de São Joaquim, os contatos são tectônicos e compõem faixas milonitizadas. Nesses estão registradas evidências que caracterizam movimentação relativa dextral, o que marca esta fase como transpressional. Ademais, a região brechóide no topo do filito Pedra Verde, concordante com a foliação milonítica, indica reativação da estrutura em um nível crustal mais raso.
Figura 4. 2: Padrões da foliação S2; a) Diagrama de Schmidt representando foliações (círculos máximos) e lineações (mancha de frequência), indicando respectivamente mergulhos com maior intensidade para NW e
SE, e lineações strike slip a oblíquas, b) e c) planos de falha transcorrente quase verticais em filito milonitizado, d) região brechóide no topo do filito Pedra Verde dentro da galeria exploratória, movimentação
relativa dextral e) e f) sigmóides que indicam movimentação relativa dextral, e) indicador cinemático dextral no piso da cava a céu aberto e f) indicador cinemático dextral no teto da galeria exploratória.
5. Geologia do Minério - Filito Pedra Verde (clorita-calcita filito carbonoso
com biotita), Brecha Hematítica hidráulica e Brecha Tectônica
5.1 Filito Pedra Verde (clorita-calcita filito carbonoso com biotita)
O Filito Pedra Verde constitui um corpo tabular com aproximadamente 120 a 150 metros de espessura, com direção NE-SW e mergulhos entre 45° a sub-verticais para NW e coloração cinza escura (figuras 3.3, 5.1, 5.4). Não se sabe ao certo qual a extensão longitudinal do corpo, no entanto a galeria exploratória apresenta indícios que sugerem continuidade por baixo da Bacia do Parnaíba, para SW, e devido ao mesmo contexto geológico, possivelmente, o filito continue até a localidade de General Tibúrcio, para NE. Apresenta paragênese mineral representada por sericita (45-50%), quartzo (25%), calcita (20%), clorita magnesiana (<10%), biotita como mineral acessório e material carbonoso (figura 5.2). A textura é principalmente lepidoblástica, por vezes formando kink-bands (figuras 5.2 a, d) e, localmente, granoblástica e decussada. Quartzo ocorre como porfiroclastos, em geral, com bordas retrabalhadas, extinção ondulante e, por vezes, alongados segundo o eixo de maior estiramento mineral (figuras 5.2 b, d, e). Clastos angulosos (figura 5.2 b) de rocha carbonática são, por vezes, reconhecidos e são constituídos por calcita com textura micrítica a microesparítica e cimentação esparítica, indicativas de origem por precipitação química seguida por cimentação diagenética. Nas bordas, esses clastos apresentam quartzo policristalino com extinção ondulante (figuras 5.2 d, e).
A sericita define a foliação principal da rocha, bordeja os porfiroclastos, e por vezes preenche sombras de pressão (figuras 5.2 c, d, e, f). Clorita e biotita também seguem a foliação da rocha, e há texturas pseudomórficas e de substituição entre clorita e biotita (figura 5.2 a). O material carbonoso concentra-se entre os planos de foliação e em alguns bolsões em charneiras de dobras intra-foliais (figuras 5.2 d, f). Também ocorre ao longo de estilólitos ou laminação nos clastos da rocha carbonática.
Figura 5. 1: a), b), c) e d) Filito Pedra Verde em escala de afloramento, evidenciando as características típicas em campo, foliação milonítica, coloração cinza escuro e vênulas de quartzo e calcita; e), f) e g) Filito Pedra
Verde a partir de testemunhos de sondagem, mostrando a rocha sã, e evidenciando sulfetos e minerais oxidados ao longo da foliação milonítica.
Figura 5. 2: Microfotografias; a) Biotita parcialmente substituída por clorita ao longo da foliação; b) porfiroclastos de quartzo em matriz composta por sericita, carbonato e quartzo; c) foliação milonítica e
kink-bands definidas pela sericita; sulfetos ocorrem ao longo dos planos de foliação; d) e e) clasto constituído por
calcita esparítica (d) ou microesparítica (e) com material carbonoso associado, envolto por quartzo policristalino e matriz sericítica; f) Filito Pedra Verde milonitizado, com porfiroclastos de calcita e quartzo estirados e rotacionados concordantes com a foliação milonítica. Tanto o material carbonoso como sulfetos
5.2 Brecha Hematítica Hidráulica
A Brecha Hematítica Hidráulica (figura 5.3) apresenta tanto clastos como matriz foliada de composição semelhante ao Filito Pedra Verde, porém contém hematita (aproximadamente 15%) e menor quantidade de sericita (30% - 40%), sem clorita ou biotita. Esta brecha também é rica em hidróxidos de ferro, principalmente limonita, o que confere a cor vermelho tijolo para a rocha (figura 5.3).
Figura 5. 3: Principais texturas da Brecha Hematítica Hidráulica em testumunho e na galeria; a) Típico aspecto da Brecha Hematítica hidraúlica, evidenciando foliação e coloração vermelha, além de alguns clastos
de filito carbonoso com as bordas oxidadas; b) Contato entre a brecha o filito e clastos de filito na zona brechóide; c, d, e) Transição para o Filito Pedra Verde, zona de intercalações, com faixas oxidadas; f) Brecha
Hematítica hidráulica dentro da galeria, neste corte com aspecto mais maciço; g) Contato entre Brecha Hematítica hidráulica (topo) e inicio de zona brechada no topo do Filito Pedra Verde.
5.3 Brecha Tectônica
A Brecha Tectônica é a unidade que ocorre entre o Filito Pedra Verde, a Brecha Hidraúlica Hematítica e o Conglomerado Polimítico (figura 5.4), tem espessura que varia entre 1 m a 3 m. A Brecha é composta por matriz sericitica (40%) maciça, poucas vezes com orientação preferencial dos minerais, e clastos (60%) que variam de seixos a blocos de filito, quartzito, carbonato e brecha hematítica.
5.4 Metamorfismo e Geologia Estrutural do Filito Pedra Verde
Três eventos deformacionais são identificados no Filito Pedra Verde, aqui referidos como D’1, D’2 e D’3, por ora sem conotação regional. O metamorfismo foi caracterizado como de baixo grau, na fácies xisto verde inferior a intermediária, com paragêneses minerais resultantes da reação I.
I. Fengita + clorita ↔ biotita + muscovita + quartzo + H2O
O metamorfismo regional está relacionado à D’1 que gerou foliações com mergulhos entre 45° a 65° para NW (S1), e crenulação (S2). O caimento do eixo de crenulação em geral é para NE e SW oblíquos ao plano de S1, desenvolvendo localmente clivagem de crenulação com alto ângulo para NW.
O evento D’2, desenvolvido em regime dúctil, é restrito ao topo do Filito Pedra Verde na interface que coloca em contato o Filito Pedra Verde, a Brecha Hematítica e o Conglomerado do topo da sequência. Caracteriza-se por cisalhamento transcorrente dextral com direção NE-SW, com mergulhos verticais a subverticais para NW. O evento D’2 resultou em milonitização da rocha (figura 5.4), crenulação (S3) e dobras intrafoliais com eixo subvertical.
D’3 ocorre na mesma região de D’2, porém tem caráter rúptil, e gerou porções brechóides com fragmentos do filito, de quartzitos e do embasamento, além de gerar boundins, pods e sigmóides das rochas afetadas (figura 5.4).
Figura 5. 4: Mapa geológico da região SW da galeria exploratória aberta em 1940. Os estereogramas mostram a foliação milonítica. A região brechóide é relacionada à fase deformacional D3.
5.4 Veios
O Filito Pedra Verde é entrecortado por veios quartzo-carbonáticos relacionados a duas gerações (V1 e V2). V1 representam veios concordantes com a foliação S1, veios dobrados, estirados e com fraturas de tensão (figuras 5.5 c, e, f). Esses veios estão relacionados ao desenvolvimento de D’1.
V2 podem ser coincidentes com a foliação milonítica ou cortá-la com ângulo aproximado de 55° (figuras 5.5 a, b, c, d), muitas vezes se alinham à clivagem de crenulação (S3), sendo, no entanto, cortados pela zona de cisalhamento rúptil gerada em D’3, caracterizando-se assim como tardi D’2 e pré D’3.
Figura 5. 5: Veios silicáticos e carbonáticos em testemunhos e na galeria; a, b) Veios de calcita sulfetados (V2) com textura em pente e granulação grossa; c) Veios de quartzo e calcita dobrados acompanhando parcialmente a foliação minlonítica; d) veio de calcita com textura sacaroidal cortando a foliação milonítica,
apresentando-se levemente dobrado e com textura em pente; e) veios dobrados sulfetados com plano axial paralelo a foliação milonítica; f) veios que mostram tanto comportamento rúptil pelas fraturas de tensão como
6. Alteração Hidrotermal
No Filito Pedra Verde quatro tipos de alteração hidrotermal foram reconhecidos, principalmente no topo do filito próximo da transição para a Brecha Hematítica, e distribuídos cronologicamente em: silicificação, carbonatação associada à silicificação e cloritização, sericitização e hematização (geração de óxidos e hidróxidos de ferro).
6.1 Silicificação
A silicificação caracteriza-se pela formação de quartzo com k-feldspato (possivelmente adulária) e albita subordinados que substituem a sericita do filito, preservando localmente a textura lepidoblástica da rocha. O quartzo das zonas silicificadas, em geral, é policristalino a criptocristalino e apresenta extinção ondulante. Trata-se de uma alteração que é pervasiva à rocha (figura 6.1) ou que pode estar confinada a veios. Ocorre em porções intermediárias do filito, porém intensifica-se no topo assim como os demais estágios de alteração. O relativo aumento dos veios de quartzo marca o início deste estágio de alteração.
Figura 6. 1: Silicificação, representada por substituição do filito por quartzo policristalino com bordas retrabalhadas e extinção ondulante. Essa alteração é cortada em a), b) e d) por alteração carbonática posterior; em c) a textura lepidoblástica e a crenulação são parcialmente preservadas (parte
6.2 Carbonatação, Silicificação e Cloritização
Este estágio de alteração hidrotermal se caracteriza pela carbonatação dominante com silicificação e cloritização associada. A carbonatação é dada pela presença dos minerais carbonáticos: calcita, dolomita, ankerita, magnesita e rodocrosita, indicando possível enriquecimento em Fe-Mg-Mn. Apresenta caráter pervasivo à rocha (figuras 6.2 a, b) e resulta em substituição parcial do filito. Adicionalmente, simultaneamente a esse estágio de alteração, minerais carbonáticos também preenchem veios (figuras 6.2 d, e), compõem a matriz de brechas com caráter hidráulico (figura 6.2 f) e concentram-se na charneira de dobras intra-foliais geradas durante a milonitização do Filito Pedra Verde. Nas brechas e veios, os carbonatos aparecem bem cristalizados e sobrepõem-se à silicificação inicial por substituição parcial da rocha. Os minerais carbonáticos ocorrem em associação com os sulfetos, principalmente pirita e calcopirita.
A silicificação e a cloritização são caracterizadas por formação de cristais de quartzo e clorita férrica euedral com textura em pente (figuras 6.2 c; 6.3 a, b). Esses minerais estão restritos à borda dos veios carbonáticos, concentrações carbonáticas e de sulfetos (bornita e calcocita; figuras 6.3 b, c). Adicionalmente, a clorita férrica desenvolve envelope em veios carbonáticos e ocorre como ilhas de cristais fibro-radiados dentro dos sulfetos (chlorite islands) (figuras 6.3 b, c).
Figura 6. 2: Alteração hidrotermal representada por carbonatação/silicificação; a) Alteração carbonática sobrepondo-se à silicificação; b) Alteração carbonática pervasiva resultando em substituição parcial do filito, que preserva a textura lepidoblástica apenas em algumas porções da rocha; c) Veio
carbonático sulfetado com e quartzo com textura em pente nas bordas; d, e) Veio carbonático cortando foliação com ângulo aproximado em 55°; f) Brecha hidraúlica com matriz carbonática e fragmentos do filito parcialmente silicificado.
Figura 6. 3: Alteração clorítica; a) clorita férrica euhedral envelopando veio quartzo-carbonático; b, c) clorita férrica bem cristalizada envelopando sulfetos, além de formar textura island em meio aos sulfetos; d) clorita no entorno do veio carbonático.