UNIVERSIDADE ESTADUAL DE CAMPINAS Instituto de Geociências
KAMILA GOMES FERNANDES
O D EPÓSITO A LV O A ÇA Í: U M EX EM PLO D E SK A R N D E COBR E N O D OM ÍN IO CA R A JÁ S
TH E A LV O A ÇA Í D EPOSIT: A N EXA M PLE OF A COPPER SK A R N IN TH E CA R A JÁ S D OM A IN
CAMPINAS 2020
O DEPÓSITO ALVO AÇAÍ: UM EXEMPLO DE SKARN DE COBRE NO DOMÍNIO CARAJÁS
TH E A LV O A ÇA Í D EPOSIT: A N EXA M PLE OF A COPPER SK A R N IN TH E CA R A JÁ S D OM A IN
DISSERTAÇÃO APRESENTADA AO
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS DA
UNIVERSIDADE ESTADUAL DE CAMPINAS PARA OBTENÇÃO DO TÍTULO DE MESTRA EM GEOCIÊNCIAS NA ÁREA DE GEOLOGIA E RECURSOS NATURAIS.
DISSERTATION PRESENTED TO THE INSTITUTE OF GEOSCIENCES OF THE UNIVERSITY OF CAMPINAS TO OBTAIN
THE DEGREE OF MASTER IN
GEOSCIENCES IN SCIENCIAS IN AREA OF GEOLOGY AND NATURAL RESOURCES
ORIENTADOR: PROF. DR. ROBERTO PEREZ XAVIER
COORIENTADORA: PROFA. DRA. CAROLINA PENTEADO NATIVIDADE MORETO
ESTE EXEMPLAR CORRESPONDE À
VERSÃO FINAL DA DISSERTAÇÃO
DEFENDIDA PELA ALUNA KAMILA
GOMES FERNANDES, ORIENTADA PELO PROF. DR. ROBERTO PEREZ XAVIER E COORIENTADA PELA PROFA. DRA.
CAROLINA PENTEADO NATIVIDADE
MORETO.
CAMPINAS 2020
Fernandes, Kamila Gomes,
F391d FerO depósito Alvo Açaí : um exemplo de skarn de cobre no Domínio Carajás / Kamila Gomes Fernandes. – Campinas, SP : [s.n.], 2020.
FerOrientador: Roberto Perez Xavier.
FerCoorientador: Carolina Penteado Natividade Moreto.
FerDissertação (mestrado) – Universidade Estadual de Campinas, Instituto de Geociências.
Fer1. Escarnito. 2. Depósitos de oxido de Fe-Cu-Au - Carajás, Serra dos (PA). 3. Inclusões fluidas. 4. Isótopos. I. Xavier, Roberto Perez, 1958-. II. Moreto, Carolina Penteado Natividade, 1985-. III. Universidade Estadual de Campinas. Instituto de Geociências. IV. Título.
Informações para Biblioteca Digital
Título em outro idioma: The Alvo Açaí Deposit : an example of a copper skarn in the
Carajás Domain
Palavras-chave em inglês:
Skarn
Iron oxide-copper-gold deposits - Carajas, Serra dos (PA) Fluid inclusions
Isotopes
Área de concentração: Geologia e Recursos Naturais Titulação: Mestra em Geociências
Banca examinadora:
Roberto Perez Xavier [Orientador] Lena Virgínia Soares Monteiro Vinícius Tieppo Meira
Data de defesa: 20-02-2020
Programa de Pós-Graduação: Geociências
Identificação e informações acadêmicas do(a) aluno(a)
- ORCID do autor: https://orcid.org/0000-0001-7973-6114 - Currículo Lattes do autor: http://lattes.cnpq.br/5598306290489699
AUTORA: Kamila Gomes Fernandes
O DEPÓSITO ALVO AÇAÍ: UM EXEMPLO DE SKARN DE COBRE NO DOMÍNIO CARAJÁS
THE ALVO AÇAÍ DEPOSIT: AN EXAMPLE OF A COPPER SKARN IN THE CARAJÁS DOMAIN
ORIENTADOR: Prof. Dr. Roberto Perez Xavier
COORIENTADORA: Profa. Dra. Carolina Penteado Natividade Moreto
Aprovado em: 20 / 02 / 2020
EXAMINADORES:
Prof. Dr. Roberto Perez Xavier - Presidente
Profa. Dra. Lena Virgínia Soares Monteiro
Prof. Dr. Vinícius Tieppo Meira
A Ata de Defesa assinada pelos membros da Comissão Examinadora consta no processo de vida acadêmica do aluno.
Natural de Cuiabá-MT, Kamila se formou em Geologia Bacharelado pela Universidade Federal de Mato Grosso (2017), com período sanduíche na The University of Western Australia (UWA; 2013-2014). Durante o intercâmbio, realizou estágio acadêmico na UWA sobre a Grande Província Ígnea Karoo na África do Sul (2014). Participou da comissão organizadora do I MINASGEO na UFMT (2016). Membro do Grupo de Pesquisa em Evolução Crustal e Tectônica Guaporé (2012-2016). Atuou como voluntária de iniciação científica na UFMT de 2011 a 2013 e como voluntária em cartografia geológica no Programa Nacional de Geologia (PRONAGEO) nas Folhas Betânia, Santa Bárbara e Rio Pindaituba (2011). Adquiriu experiência na área de Geociências, com ênfase em geologia de campo, geoquímica de rochas e isotópica, metalogênese. geocronologia (U-Pb e Ar-Ar) e microtermometria de inclusões fluidas.
Recentemente, finalizou o mestrado em Geociências pela Universidade Estadual de Campinas com ênfase na evolução geológica e hidrotermal do Alvo Açaí, localizado no setor noroeste do Domínio Carajás.
Agradeço a Deus e ao Mestre Jesus pelas oportunidades de trabalho e amadurecimento ao longo de todos esses anos.
Aos meus amados pais, Bastiana e Edson (in memoriam), pela disciplina amorosa e incentivo a mim doados incondicionalmente. Os teus ensinamentos ecoam em mim e assim viverão nos meus. Gratidão.
Aos meus queridos amigos Cristiane, Marcus, Catherine e Hálleph pelas mãos amigas e ouvidos dispostos em todos os momentos.
À vida por permitir o nosso encontro, Raphael. A nós por escolhermos permanecer. Bem ali... ao som de um pé de serra. “Que seja”.
Ao Danilo Queiroz pela jornada que compartilhamos por tantos anos.
Ao meu orientador, Robertinho, por aceitar me guiar nesse desafio. Obrigada pelos bate-papos e incentivo ao longo desses dois anos.
À minha coorientadora, Carolina Moreto, por, além de me ajudar com as atividades acadêmicas, ser uma educadora incrível e exemplo de humildade e empatia. Você é um ser admirável, Carol.
Ao Grupo de Pesquisa de Evolução Crustal e Metalogênese da UNICAMP que me acolheu e tornou minha vivência acadêmica muito mais fácil por meio do companheirismo e partilha do conhecimento geológico. Obrigada, especialmente, a Poli, Raphinha e ao Prof. Dr. Gustavo Henrique Coelho de Melo por me auxiliarem tantas vezes nas mais diversas atividades de pesquisa além de contribuições significativas a esse trabalho durante etapas de correção e discussões.
À nova turma da pós-graduação do IG: Daniel, Joana, Sanny, Raísa, Paola, Poli, Raphinha, Bea, Jairo, Laís, Laryssa, Bela, Mariana, Endel, Igor, Robert, Lucas, Bruno, Laura, Rafaela, Thaís, Josué, Simmon, Cleberson, Douglas, João Gabriel, Zé e Guilherme por compartilharem dicas, conselhos, bate-papos, gargalhadas e sofrências nesse mestrado.
do Estado de São Paulo (FAPESP). À minha coorientadora Profa. Dra. por apoio financeiro (2016/13162-7). À VALE S.A. por me permitir fazer o mestrado no Açaí, em especial aos geólogos Rodrigo Mabub e Carlos Augusto bem como aos técnicos por todo auxílio oferecido. Também agradeço à VALE S.A. pelo apoio logístico durante o campo e confecção de seções delgadas-polidas. Ao Programa de Excelência Acadêmica - PROEX 2017 da CAPES por auxílio financeiro destinado à participação em disciplina especial. À FAEPX por auxílio viagem para participação em evento acadêmico. O presente trabalho foi realizado com apoio da Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior – Brasil - Código de Financiamento 001.
Agradeço aos professores do IG UNICAMP e USP que, de alguma forma, compartilharam comigo o seu vasto conhecimento e tempo em diversos momentos: Maria José Mesquita, Lena Monteiro, Ticiano Santos, Alessandro Batezelli, Elson Paiva, Rafael Assis e Caetano Juliani. Também agradeço aos técnicos Dr. Dailto Silva e Dra. Érica Tonetto por me guiarem nas etapas de inclusões fluidas e MEV desse trabalho.
Aos novos e antigos colegas que a jornada geológica (re)colocou em minha vida, em especial, ao André Santiago, Ariela Farias, Vanderlei de Farias e Yuri Castilho. Obrigada pela hospitalidade de sempre e experiências que compartilhamos, pessoal!
Aos funcionários do IG: sr. Guerrero, dona Raimunda, Jojô, Zezé, Jose, Adriana e à secretaria de pós-graduação, em especial a Cris e Daniel, por quebrarem não apenas galhos, mas árvores inteiras na correria desse mestrado.
Agradeço aos professores e colegas das escolas estaduais Maria Macedo Rodrigues e Professora Clêinia Rosalina de Souza por me proverem as bases para melhor aproveitar minhas empreitadas acadêmicas.
Agradeço a todos os cidadãos brasileiros que, por meio do pagamento de seus impostos, me oportunizaram cursar uma graduação e um mestrado em instituições públicas de ensino. Espero retribuir com trabalho eficiente e ético.
“[…] When we are stricken and cannot bear our lives any longer, then a tree has something to say to us: Be still! Be still! Look at me! Life is not easy, life is not difficult. Those are childish thoughts… Home is neither here nor there. Home is within you, or home is nowhere at all.”
O depósito Alvo Açaí localiza-se no contexto das rochas neoarqueanas do Grupo Liberdade no setor noroeste do Domínio Carajás. Os principais litotipos reconhecidos na área do depósito são hastingsita quartzito e almandina-grunerita-biotita xistos do Grupo Liberdade cortados por diques de diabásio, sienogranito e pegmatito granítico. A evolução desse sistema hidrotermal teve início com alteração cálcica-sódica (hornblenda-albita) sobreposta por paragêneses minerais características de estágios progressivo (hedenbergita-andradita) e retrogressivo (actinolita-biotita-epidoto) de alteração skarn. Cloritização pervasiva e vênulas tardias de epidoto e calcita também ocorrem. O estágio de mineralização cuprífera está diretamente relacionado ao contínuo decréscimo de temperatura durante o estágio skarn retrogressivo. Três paragêneses de minério distintas são reconhecidas com base em sua relação de intercrescimento com fases minerais do estágio retrogressivo: (I) calcopirita-pirita-pirrotita-magnetita-actinolita; (II) calcopirita-pirita-magnetita-biotita e (III) pirita-calcopirita-esfalerita-epidoto. A paragênese I ocorre tanto em veios, vênulas, brechas, concentrados de sulfeto maciço quanto disseminada ao passo que as paragêneses II e III ocorrem somente disseminadas. A mistura de, ao menos, dois tipos de fluidos parece caracterizar o principal mecanismo controlador do estágio de mineralização no Alvo Açaí: (1) fluido aquoso (H2O-NaCl-CaCl2) com temperaturas mais
elevadas (175 – 487 °C) e salinidades moderadas a altas (21 a 53% NaCleq), possivelmente soluções magmáticas oriundas do pegmatito granítico; (2) fluido aquoso de composição H2
O-NaCl(-KCl) com temperaturas inferiores a 267 °C e salinidade baixa a moderada de até 33% NaCleq, interpretados como de origem externa incerta. Valores de δ18OH2O (n=3) estimados a
partir de temperaturas de homogeneização de inclusões fluidas de veio de quartzo com andradita-hedenbergita variam entre +6.27 e +7.27‰. Os valores de δ34S de calcopirita (n=2)
e pirita (n=1) variam entre -1,5 e -0,7‰) e plotam do intervalo esperado para enxofre de origem magmática. Dados de microtermometria e δ18OH2O e δ34S corroboram a hipótese de que
o estágio de mineração foi favorecido pela contínua interação entre soluções magmáticas e não-magmáticas, tais como meteóricas e bacinais. O alvo Açaí apresenta alteração Ca-Na comumente reportada para depósitos de óxido de ferro-cobre-ouro (IOCG) no Domínio carajás, porém a identificação de mineralização associada a alteração do tipo skarn no Alvo Açaí é inédita nesse contexto. A presença de assembleia mineral bem como texturas típicas de alterações do tipo skarn bem como relação proximal com intrusões causativas permite atribuir o Alvo Açaí ao subgrupo de skarns de Cu(-Au) comumente descritos para províncias IOCGs ao redor do mundo em setores mais proximais de sistemas magmático-hidrotermais. A presença da associação alteração alcalina e skarn no Alvo Açaí não apenas demonstra as diferentes ramificações de províncias IOCG, mas também revela o potencial econômico do setor noroeste do Domínio Carajás para outros tipos de depósitos associados a óxidos de ferro, tais como os skarns.
The Alvo Açaí copper deposit is located within neoarchean metasedimentary rocks of the Liberdade Group and associated mafic and felsic plutonic intrusions in the northwestern sector of the Carajás Domain. The metasedimentary lithotypes include hastingsite-bearing quartzite and almandine-grunerite-biotite schists commonly crosscut by diabase, syenogranite, and granitic pegmatite dikes. The onset of the hydrothermal system is marked by calcic-sodic alteration (hornblende-albite) followed by prograde (hedenbergite-andradite) and retrograde (actinolite-biotite-epidote) skarn stages. Pervasive chloritization and late epidote-calcite veinlets are also observed. The copper mineralization is exclusively related to the continuous development of the retrograde skarn stage. Three distinct ore assemblages are distinguished on the basis of their textural relationship with the retrograde mineral associations: (I) chalcopyrite-pyrite-pyrrhotite-magnetite-actinolite; (II) chalcopyrite-pyrite-magnetite-biotite; and (III) pyrite-chalcopyrite-sphalerite-epidote. Ore assemblage I occurs in veins, veinlets, breccias, massive ore zones and disseminated whereas ore assemblages II and III only occur disseminated. The mixing of, at least, two fluids was the main controlling mechanism of ore precipitation in the Alvo Açaí as depicted from fluid inclusion data: (1) moderate to high salinity (21 to 53% NaCleq) H2O-NaCl-CaCl2 fluid with temperatures ranging between 175 and 487 °C, probably
exsolved from the crystallizing granitic pegmatite; and (2) low to moderate salinity (up to 33% NaCleq) H2O-NaCl (-KCl) fluid with temperatures lower than 267 °C, which is interpreted as externally-derived fluids of uncertain origin. δ18OH2O values (n = 3) estimated from
homogenization temperature of fluid inclusions from the hedenbergite-andradite quartz vein vary between +6.27 to + 7.27‰. Chalcopyrite (n=2) and pyrite (n = 1) δ34S values (1.5 to
-0.7 ‰) plot within the range expected for sulfur of magmatic origin. Microthermometric data combined with δ18OH2O and δ34S values corroborates the hypothesis that the mineralization
stage was favored by continuous mixing between magmatic fluids and meteoric or basinal waters. The Alvo Açaí shows Ca-Na alteration as commonly described for iron oxide-copper-gold (IOCG) deposits in the Carajás Domain, however the occurrence of skarn alteration with mineralization associated had not been reported yet in the Carajás Domain. The presence of a skarn-type mineral assemblage and textures as well as a spatial relationship with causative intrusions allows us to classify the Alvo Açaí as part of the subgroup of Cu (-Au) skarns that have been described for IOCG provinces worldwide in more proximal magmatic-hydrothermal settings. The presence of alkaline-metasomatism and skarn alteration at the Alvo Açaí not only demonstrates the different ramifications of IOCG provinces, but also demonstrates the economic potential of the northwestern sector of the Carajás Domain for other types of iron-oxide related deposits, such as skarns.
Figura 1. Arquitetura de sistemas IOCG com o posicionamento das possíveis fontes de fluidos e distribuição do corpo de minério e alteração hidrotermal (extraído de Warren, 2016) ... 25 Figura 2. Valores de δ34S dos principais reservatórios geológicos (extraído de Hoefs,
2015). ... 26 Figura 3. Típica zonação padrão de skarns de cobre (Atkinson & Einaudi, 1978) ... 28 Figura 4. Mapa geológico simplificado da Bacia Carajás e proximidades, Cráton Amazônico (Amazon Craton) com localização do Alvo Açaí no Grupo Liberdade (modificado de Costa et al, 2016). ... 32
Fig. 1. Geological map of the western sector of the Carajás Domain, Amazon Craton, with location of the Açaí Deposit (modified after Costa, 2016). ... 55 Fig. 2. Geological map with location of the Alvo Açaí in in the Liberdade group, northwestern sector of the Carajás Domain (modified after Costa et al., 2016). The red rectangle encompasses the Alvo Açaí copper deposit and the cross-section shown in Figure 3. ... 60 Fig. 3. Schematic NW-SE section of the Alvo Açaí copper deposit elaborated on the basis of five non-oriented drill holes: ACAD01, ACAD03, ACAD17, ACAD31, and ACAD34. ... 61 Fig. 4. (A) Randomly oriented biotite crystals in biotite schist (ACAD29/197m). (B) Grunerite porphyroblasts randomly oriented in groundmass of grunerite-biotite schist (ACAD34/148.2m). (C) Coarse-grained almandine biotite schist (ACAD34/127.1m). (D) Schistosity Sn defined by parallel arrangement of biotite (I) overlapped by randomly oriented biotite porphyroblast (II) in biotite schist. (E) Grunerite porphyroblast in grunerite-biotite schist. (F) Almandine porphyroblast surrounded by pressure shadow in almandine-biotite schist. Mineral abbreviations: alm almandine, bt biotite, chm chamosite, gru grunerite, or orthoclase, pl plagioclase, qtz quartz, ser sericite. ... 63 Fig. 5. (A) General aspect of hastingsite-bearing quartzite (ACAD34/274m). (B) Conglomerate level in hastingsite-bearing quartzite (ACAD38/174m). (C) Undulating deformation lamellae in quartz grain. (D) Hastingsite crystals in hastingsite-bearing quartzite displaying characteristic amphibole cleavage. Mineral abbreviations: hs hastingsite, qtz quartz. ... 64 Fig. 6. (A) Plagioclase phenocrystal in fine-grained diabase (ACAD01/40.6m). (B) Medium-grained diabase intensely chloritized (ACAD31/195m). (C) Subophytic texture in diabase represented by intergrowth of plagioclase laths and augite crystals. (D) Trellis-type lamellae of ilmenite parallel to cleavages of titanomagnetite. Mineral abbreviations: aug augite, hbl hornblende, ilm ilmenite, mag magnetite, pl plagioclase, ttn titanite... 66 Fig. 7. (A), (B), (C) Variation of massive syenogranite to mylonitized sectors defined by orientation of mafic minerals, stretched quartz porphyroclasts and mineral banding
texture defined by oriented hornblende crystals in quartz-feldspar groundmass. (G) Titanite halos around primary ilmenite. Mineral abbreviations: hbl hornblende, ilm ilmenite, ol oligoclase, or orthoclase, pl plagioclase, qtz quartz, ser sericite, ttn titanite. ... 68 Fig. 8. (A) Textural variation between granite and pegmatite facies (ACD29/153m). (B) Intrusive contact between pegmatite facies and biotite schist (ACAD38/40.7m). (C) Sheared aplite vein cross-cutting hastingsite-bearing quartzite (ACAD29/175m). (D) Intrusive contact between granite and foliated syenogranite (ACAD38/135.9m). (E) Graphic intergrowth between quartz and microcline marked by vermicular inclusions of quartz in potassium feldspar. (F) Partially sericitized albite and microcline crystals and chloritized biotite crystals. Mineral abbreviations: ab albite, bt biotite, chl chlorite, mc microcline, qtz quartz, ser sericite. ... 70 Fig. 9. Proposed paragenetic evolution for the hydrothermal system of the Açaí copper deposit. ... 72 Fig. 10. (A) Patchy Ca-Na alteration over diabase marked by the presence of albite (1) and hornblende overprinted by alteration of epidote with chalcopyrite and pyrite. (B) Ca-Na alteration front (hbl+ab 1) in diabase partially chloritized. (C) Hornblende halos after igneous augite crystals in diabase. (D) Intensely chloritized hydrothermal hornblende crystals in fine grained diabase. ... 73 Fig. 11. (A) Andradite and hedenbergite in association with quartz vein. (B) Pervasive alteration front of hexagonal and zoned andradite crystals in quartz-vein-rich zone. C) Hexagonal andradite crystal replaced by albite along zoning in quartz vein. (D) Idiomorphic hedenbergite crystal partially replaced by actinolite along cleavages. .... 74 Fig. 12. (A) Alteration front of coarse-grained actinolite associated with quartz vein over syenogranite. (B) Hastingsite-bearing quartzite with mineralization represented by chalcopyrite (1) + pyrite (1) + pyrrhotite. (C) Hastingsite crystal partially replaced by actinolite with associated chalcopyrite in groundmass of hastingsite-bearing quartzite. (D) Hastingsite partially replaced by actinolite associated with apatite aggregates and biotite in hastingsite-bearing quartzite. ... 76 Fig. 13. (A) Mylonitized diabase with Ca-Na alteration superimposed by potassic retrograde alteration. (B) Tabular-shaped biotite with spongy allanite replacing hydrothermal hornblende in diabase. (C) Hedenbergite replaced by radial-shaped biotite with titanite and apatite in prograde alteration zone. (D) Hastingsite crystal partially replaced by biotite with pyrite and chalcopyrite in matrix of hastingsite-bearing quartzite. ... 77 Fig. 14. (A) Actinolite vein cross-cutting syenogranite with epidote alteration along vein walls in syenogranite. (B) Quartz vein with prograde alteration overprinted by retrograde alteration represented by actinolite, albite (2) and epidote (1). (C) Albite (2) replaced by granular epidote (1) aggregates with chalcopyrite (3) in retrograde skarn-like zone. (D) Epidote (1) with chalcopyrite (3) after hydrothermal hornblende in diabase. ... 78
bearing quartzite quartzite (above) and biotite schist (below). (B) Quartz vein with actinolite intergrown with chalcopyrite and pyrite cross-cutting hastingsite-bearing quartzite. (C) Mineralized breccia (ccp + po + mag + py) hosted by diabase. (D) Massive sulfide zone hosted in diabase (ccp + po + mag + py). ... 80 Fig. 17. (A) Actinolite crystals intergrown with massive chalcopyrite and relict apatite crystal in breccia hosted by diabase. (B) Hastingsite crystals partially replaced by actinolite with chalcopyrite (1) and pyrrhotite in hastingsite-bearing quartzite. (C). Idiomorphic crystals of pyrite (1) overgrowing chalcopyrite (1) and pyrrhotite in hastingsite-bearing quartzite. (D) Magnetite intergrown with molybdenite in massive chalcopyrite zone. (E) Biotite selvages with xenomorphic chalcopyrite (2) and idiomorphic pyrite (2) in syenogranite. (F) Pyrite (3) crystal with inclusions of chalcopyrite (3) and minor sphalerite (2) in biotite schist. ... 82 Fig. 18. General aspects of fluid inclusions in the granitic pegmatite. (A ). Igneous quartz grain in granitic pegmatite intensely fractured. (B) Primary two-phase (L-V) Isolated Type-g1 fluid inclusion in quartz. (C). Primary three-phase Type-g2 fluid inclusion in quartz. (D) Secondary two-phase Type-g3 fluid inclusion along trail with other smaller inclusions. ... 83 Fig. 19. General aspects of fluid inclusions from quartz-garnet-pyroxene vein. (A). Clusters of primary two-phase (L-V) Type-v1 inclusions in quartz from quartz vein. (B). Primary (Type-v1) and secondary (Type-v3) two-phase fluid inclusions in quartz. (C) Isolated primary two-phase (Type-v4A) fluid inclusions in andradite. (D) Primary fluid inclusion Type-v1 in quartz. (E) Primary three-phase fluid inclusion Type-v2 in quartz. (F) Secondary fluid inclusions Type-v3 along trail in quartz. (G) Primary two-phase (L-V) isolated fluid inclusion Type-v4A in andradite. ... 86 Fig. 20. Histograms of: (A) Eutectic temperatures, (B) Final ice melting temperatures, (C) Homogenization Temperature, and (D) Salinity for the aqueous fluid inclusions Types -g1 and -g2 (granitic pegmatite) and Types -v1, -v2, -v4A and -v4B (hedenbergite-andradite quartz vein). ... 90 Fig. 21. Schematic model for the geological-hydrothermal evolution of the Açaí copper deposit. (a) Regional metamorphism of siliciclastic-pelitic succession metamorphosed during Dn. (b) Metamorphosed sedimentary sequence marked by development of schistosity, Sn. (c) Intrusion of diabase dikes and syenogranite apophyses into metasedimentary rocks followed by dynamic metamorphism, Dn+1. (d) Intrusion of granitic pegmatite and Ca-Na and skarn-like alteration zones followed by deformational event, Dn+2. ... 94 Fig. 22. (A) Fluid inclusion homogenization temperature-salinity diagram for 794 individual fluid inclusions of worldwide copper skarns (Bodnar et al., 2014). (B) Fluid inclusion homogenization temperature-salinity diagram for 91 individual fluid inclusions of the Alvo Açaí deposit. (C) Fluid inclusion homogenization temperature-salinity diagram for 230 individual fluid inclusions of copper deposits of the Carajás Domain (Dreher et al., 2008, Hunger et al., 2018, Toleto et al., 2019, Torresi et al.,
Pinheiro, 2019). ... 97 Fig. 23. Sulfur isotopes of sulfides from IOCG deposits in the CMP with magmatic sulfur and Archean evaporites/sulfates fields of Ohmoto and Goldhaber (1997) and Eldridge et al. (1991). Dashed line marks the boundary between deposits located along the northern and southern copper belt of the Carajás Domain. [1] This study. [2] Hunger et al. (2018). [3] Toledo et al. (2019). [4] Réquia and Fontboté (2001). [5] Dreher et al. (2008). [6] Galarza et al. (2008). [7] Tavaza and Oliveira (2008). [8] Fleck and Lindenmayer (2003). [9] Monteiro et al. (2008). [10] Ribeiro (2008). [11] Torresi et al. (2012). [12] Pestilho (2001). 13] Silva et al. (2015). [14] Pinheiro (2019). ... 99
Tabela 1. Principais características mineralógicas, geoquímicas e geocronológicas dos depósitos IOCG do Domínio Carajás. ... 34
Table 1. Microthermometric analyses for fluid inclusions in quartz of the andradite-hedenbergite quartz vein and granitic pegmatite. ... 88 Table 2. δ18O isotope values for quartz concentrates of the Açaí copper deposit. ... 91
Table 3. δ18OH2O values of quartz from the hedenbergite-andradite-quarz veins. .... 92
Table 4. δ34SV-CDT values for sulfides of venular mineralization styles in the Açaí
Deposit. ... 92 Table 5. Summary of samples and methods used in this work. ... 118
2.OBJETIV OS ... 22 3. R EV ISÃ O LITER Á R IA ... 23 3.1. D EPÓSITOS IOCG ... 23 3.1.1. Características G erais ... 23 3.1.2. A lteração hidroterm al ... 24 3.1.3. Origem de Fluidos ... 24 3.2. D EPÓSITOS SK A R N S ... 27 3.2.1. Skarns de Cu ... 28 3.3. A PR OV ÍN CIA CAR A JÁ S ... 29
3.3.1. D epósitos IOCG em Carajás ... 33
4. M A TER IAIS E M ÉTOD OS ... 36
4.1. TR A BA LH O DE CA M PO ... 36
4.2. ESTU D OS PETR OG R Á FICOS E M ICR OSCOPIA ELETR ÔN ICA D E V A R R ED U R A ... 36
4.3. PETR OG R A FIA E M ICR OTER M OM ETR IA D E IN CLU SÕES FLU ID A S ... 37
4.4. ISÓTOPOS ESTÁ VEIS D E O E S ... 37
5.SÍN TESE D OS R ESU LTA D OS ... 39
6.CON CLU SÕES ... 42
7.R EFERÊN CIAS BIBLIOG R Á FICA S ... 44
A N EX O 1 ... 48
A rtigo: “The A lvo Açaí deposit: an exam ple of a copper skarn in the Carajás D om ain, Brazil” ... 48
A cknowledgem ents ... 49
A bstract ... 49
Introduction ... 51
G eological Setting ... 53
The Carajás Province ... 53
A nalytical Procedures ... 56
Field work ... 56
G eology of the A lvo A çaí Copper D eposit ... 58 Biotite schists ... 61 Hastingsite-bearing Quartzite ... 63 Diabase... 65 Syenogranite ... 67 Granite ... 69 H ydrotherm al A lteration ... 71 Calcic-sodic alteration ... 72 Skarn-like alteration... 74 Prograde stage ... 74 Retrograde stage ... 75 Actinolite alteration ... 75 Biotite alteration ... 76 Epidote alteration ... 77 M ineralization ... 79 Fluid Inclusions ... 82
Granitic pegmatite (ACAD31/95m) ... 82
Quartz-garnet-pyroxene vein (ACAD38/85m) ... 84
Stable Isotopes ... 90
Oxygen isotopes in quartz ... 91
δ18O composition of the hydrothermal fluid ... 91
Sulfur isotopes ... 92
D iscussion ... 93
Geological and Structural Evolution of the Açaí Copper Deposit ... 93
Nature and evolution of hydrothermal fluids ... 96
The Alvo Açaí: a skarn or an IOCG deposit in Carajás? ... 100
Conclusions ... 103
R eferences ... 105
A N EX O 2 ... 111
Simplified description of core logs of the Alvo Açaí ... 111
1. IN TR OD U ÇÃ O
Mais de 85% das reservas mundiais de cobre são representadas por depósitos do tipo pórfiro (e.g., Chuquicamata e Escondida no Chile; Grassberg, Indonésia; Sillitoe, 2010) e hospedados em rochas sedimentares ou metassedimentares (e.g., tipo Kupperschiefer, Alemanha-Polônia; Nchanga – Zâmbia; Hitzman et al., 2010). Os restantes 15% são representados por depósitos de óxido de Fe-Cu-Au (IOCG, e.g., Olympic Dam, Austrália), tipo skarn (Ok Tedi – Papua Nova Guiné), associados a rochas vulcânicas (VHMS – volcanic-hosted massive sulphide; Kidd Creek - Canadá) e sulfetos de origem magmática (e.g., Voisey´s Bay – Canadá; Kambalda – Austrália).
No sudeste do Cráton Amazônico, sequências vulcano-sedimentares do Domínio Carajás, a exemplo do Supergrupo Itacaiúnas (ca 2,75 Ga), hospedam diferentes tipos de sistemas cupríferos: (1) Iron Oxide-Copper-Gold (IOCG), representados por depósitos de classe mundial e de importância econômica, tais como Salobo (1.112 Gt at 0.69 % Cu, 0.43 g/t Au; Melo et al. 2017), Cristalino (500 Mt @ 1.0 wt.% Cu; 0.3 g/t Au; Huhn et al., 1999), Sossego (245 Mt @ 1.1% Cu, 0.28 g/t Au; Monteiro et al. 2008), Igarapé Bahia/Alemão (219 Mt @ 1.4 wt.% Cu, 0.86 g/t Au; Tallarico et al., 2005) e outros ainda em fase de avaliação econômica (e.g., Borrachudo, Previato, 2016; Grota Funda, Hunger, 2017); (2) sulfeto maciço vulcanogênico (VHMS) como o de Cu-Zn Pojuca (Schwarz and Frantz, 2013), ou mesmo segmentos do depósito Igarapé Bahia/Alemão (Dreher et al., 2008); e (3) Cu polimetálico, como o depósito Santa Lúcia (Hunger, 2015) e Tarzan (Pinheiro, 2019).
A nova fronteira para se avaliar o potencial de depósitos cupríferos econômicos tem se expandido para o setor W do Domínio Carajás, na região do Aquiri, que permanece inexplorada tanto da perspectiva geológica quanto metalogenética. Campanhas de exploração em nível de greenfields realizadas pela VALE na região do Aquiri descrevem a ocorrência de depósitos cupríferos associados a sequências metassedimentares siliciclásticas, com similaridades aos associados a rochas sedimentares clásticas (Clastic-Dominated type, ou tipo CD) e skarns. Riehl and Cabral (2018) também descrevem os alvos Açaí e Angélica na região do Aquiri como sistemas
associados a sequências metassedimentares cuja mineralização (calcopirita + pirita + pirrotita ± galena ± esfalerita ) ocorre como disseminações em quartzitos ricos em hornblenda e metaconglomerados. Por outro lado, os sulfetos teriam precipitado a partir da redução diagenética de fluidos ricos em íons sulfato provavelmente oriundos da dissolução de metaevaporitos (Riehl and Cabral, 2018).
Os ambientes tectônicos das sequências metassedimentares do Domínio Carajás, que incluem o Supergrupo Itacaiúnas, Grupo Liberdade e Grupo Aquiri, são interpretados como rift intracontinental (DOCEGEO, 1988) ou bacia retro-arco (Dardenne et al., 1988). Esse contexto abre abrem possibilidades para a ocorrência de sistemas do tipo CD, embora essa possibilidade não tenha sido considerada em trabalhos prévios que se concentram essencialmente em sistemas do tipo IOCG. Nesses sistemas minerais do tipo CD, os metais se concentram por uma variedade de processos, incluindo precipitação sin-sedimentar no assoalho oceânico (e.g., SEDEX), diagênese, substituição epigenética, e metamorfismo de baixo grau (Leach et al., 2010). O minério é essencialmente de Pb e Zn, com esfalerita e galena, respectivamente, com teores baixos de Cu, com calcopirita. No entanto, Cu também pode ser extraído como sub-produto de depósitos de Zn-Pb do tipo CD, a exemplo dos depósitos de Mount Isa e Broken Hill na Austrália (Robb, 2005). Ag é uma commodity importante nestes depósitos, ao passo que concentrações anômalas de Au têm sido reportadas para apenas um pequeno conjunto de depósitos (Leach et al., 2010).
O presente trabalho apresenta novos dados geológicos, isotópicos (δ18O e δ34S) e
de inclusões fluidas para o Alvo Açaí, além de discussões quanto à sua evolução geológica-hidrotermal. O estudo do Alvo Açaí busca investigar o potencial do Domínio Carajás para a formação de outros tipos de sistemas cupríferos além dos já descritos (IOCG, Cu polimetálico e VHMS), de forma a compreender os diversos processos envolvidos na evolução metalogenética deste domínio e expandir estratégias de exploração
2. OBJETIV OS
O presente trabalho tem como objetivo delinear a evolução geológica-metalogenética do depósito cuprífero Alvo Açaí e suas implicações para a compreensão de processos mineralizantes e ocorrência de novos sistemas cupríferos no setor oeste do Domínio Carajás. A metodologia para alcançar o objetivo inclui (1) Estabelecimento da arquitetura geológica-hidrotermal do Alvo Açaí; (2) Reconhecimento da paragênese mineral hidrotermal e de minério bem como a distribuição espacial das zonas de alteração hidrotermal em relação aos corpos intrusivos; (3) Identificação da provável fonte dos fluidos responsáveis pelos eventos mineralizantes.
3. R EV ISÃ O LITER Á R IA 3.1. D EPÓSITOS IOCG
3.1.1. Características G erais
Depósitos de óxido de ferro-cobre-ouro (IOCG; iron oxide copper gold) foram pioneiramente individualizados em um distinto sistema mineral no início da década de 1990 (Hitzman et al., 1992). Hitzman et al. (1992), ao descrever o clássico Olympic Dam na Austrália, definiu a classe IOCG como depósitos alojados em rochas ricas em ferro formadas em ambiente extensional e caracterizadas por expressiva quantidade de óxidos de ferro (magnetita e hematita) com baixo conteúdo de titânio associados à mineralização.
Apesar da descrição pioneira de Hitzman et al. (1992), uma definição exata sobre quais depósitos devem ser englobados nessa categoria parece ainda estar longe de um consenso na comunidade científica. Contudo, Groves et al. (2010), com base no renomado trabalho de Williams et al. (2005), bem como artigos científicos referentes a depósitos de menor escala, estabelece que todos os depósitos IOCG sensu stricto compartilham as seguintes características:
i. Presença de Cu ± Au como metais econômicos;
ii. Estilos de mineralização em veios hidrotermais, brechas e de substituição; iii. Expressiva quantidade de óxidos de Fe com baixo Ti (hematita, magnetita) e silicatos de Fe (grunerita, ferro-actinolita e fayalita);
iv. Enriquecimento em ETRs e sulfetos com baixo S (calcopirita-bornita-calcocita-pirrotita), isto é, baixo conteúdo de pirita;
v. Ausência de ampla ocorrência de veios de quartzo ou silicificação;
vi. Apresenta uma clara relação temporal com magmatismo, porém sem necessariamente apresentar associação espacial com intrusões.
Groves et al. (2010) individualiza ainda o subgrupo IOCG sensu stricto dentro de um grupo mais abrangente denominado como Depósitos Associados a Óxidos de Ferro com os seguintes subgrupos:
1. Depósitos de óxido de Fe-Cu-Au (IOCG sensu stricto) 2. Depósitos de óxido de Fe rico em P
3. Depósitos em carbonatito e óxido de Fe (ricos em F e REE) 4. Skarns de Fe e Cu-Au
5. Depósito de substituição de magnetita de alto teor (Au ± Cu)
3.1.2. A lteração hidroterm al
Alteração hidrotermal em sistemas IOCG é representada geralmente por alteração sódica ou sódico-cálcica, potássica (Ridley, 2013). Em menor escala, alteração puramente cálcica tem sido reportada em alguns depósitos (Ridley, 2013). Em depósitos IOCG senso stricto, a mineralização ocorre temporalmente associada às alterações potássica e/ou cálcica (Groves et al., 2010).
A alteração Na precede a precipitação de sulfetos e caracteriza-se pela alteração regional de rochas encaixantes nas quais silicatos primários são substituídos por albita; a alteração Na-Ca, por sua vez, pode ser representada pela associação albita-actinolita, diopsídio ou raramente granada e epídoto, por vezes, com escapolita associada à rochas máficas e com até 10% de magnetita ou hematita disseminada (Groves et al., 2010, Ridley, 2013). A alteração cálcica apresenta a paragênese actinolita-diopsídio-hornblenda-grunerita-granada ± magnetita ± hematita (Ridley, 2013).
A alteração potássica geralmente envelopa a mineralização e é representada por feldspato potássico – biotita – sericita ± magnetita (Ridley, 2013), enquanto a hidrolítica é representada pela paragênese clorita-sericita-epídoto-actinolita-calcita-quartzo±hematita exibe característico zoneamento vertical com, por exemplo, actinolita em níveis mais profundos e clorita em níveis mais rasos (Ridley, 2013).
3.1.3. Origem de Fluidos
A ampla variação de características de depósitos IOCG levanta diferentes hipóteses quanto à origem dos fluidos atuantes em sua formação. Barton (2013) sumariza as quatro principais hipóteses defendidas por diferentes autores para a origem
de fluidos em sistemas IOCG: 1) magmática-hidrotermal com fluidos de origem magmática; 2) fluidos bacinais ou salmouras superficiais não-magmáticas ventiladas por calor crustal; 3) fluidos provenientes da devolatização de rochas metamórficas e interação fluido-rocha em profundidade; 4) essencialmente magmático em que o fluido mineralizante corresponde a um líquido imiscível rico em óxido de ferro e vapor.
Chen (2013) reformula a classificação de Hunt et al. (2007) e propõe três categorias para a fonte dos fluidos mineralizantes com base na premissa de que a origem de enxofre em depósitos IOCG pode ser externa: A) dominantemente magmática; B) magmática e híbrido magmática-não magmática; C) híbrida magmática-não magmática e não-magmática. À categoria A, Chen (2013) atribui os Depósitos de Óxido de Fe do subtipo magnetita. As categorias B e C englobam depósitos do tipo IOCG dos subtipos magnetita e hematita, respectivamente.
Figura 1. Arquitetura de sistemas IOCG com o posicionamento das possíveis fontes de fluidos e distribuição do corpo de minério e alteração hidrotermal (extraído de Warren, 2016)
Estudos de inclusões fluidas em depósitos IOCG apresentam as seguintes características: formação entre 300–500 °C, salinidade de até 40 wt % e fluidos ricos em vapor (eg. CO2, H2O) (Ridley, 2013). Barton (2013) também compila dados de isótopos
estáveis leves (O, H e S) que mostram intervalos com variação entre +5 a +11‰ para δ18OSMOW, mas estende-se de -5 a 5‰ em estágios finais de mineralização. De forma
similar, valores de δDSMOW também se concentram entre -60 e -20‰, mas variam
amplamente entre 0‰ e -140‰ (Barton, 2013).
Valores de δ34SCDT obtidos a partir de sulfetos e sulfatos, por sua vez, variam
geralmente entre de -10 a + 30‰ embora seu intervalo principal esteja entre 0 e 5‰ (Barton, 2013). Com base em trabalhos anteriores, Chen (2013) defende que fluidos mineralizantes derivados de evaporitos fornecem valores diagnósticos de δ34SCDT
superiores a +10‰ ao passo que fluidos formacionais e metamórficos comumente apresentam valores inferiores a +10‰ e, portanto, são de mais difícil distinção de fluidos magmáticos, conforme ilustrado na Erro! Fonte de referência não e ncontrada..
3.2. D EPÓSITOS SK A R N S
De acordo com Meinert et al. (2005), skarns são definidos por sua mineralogia que é dominada por minerais cálcio-silicatados, tais como granada e piroxênio, e por vezes, contêm magnetita ou silicatos de Mg. A maioria dos sistemas skarns se formam a partir de rochas com composição carbonática, contudo essa condição não é fundamental para sua formação uma vez que os mesmos podem ser encontrados em diversos contextos a partir de metamorfismo regional ou de contato envolvendo a participação de fluidos magmáticos, metamórficos, marinhos e meteóricos (Meinert et al., 2005). Depósitos skarn geralmente ocorrem em até 1km de distância de corpos intrusivos, geralmente de composição granodiorítica a monzonítica, e a mineralização pode ocorrer ao longo de fraturas ou disseminada na rocha alterada (Ridley, 2013). O desenvolvimento de skarns tem início com a formação de associações minerais progressivas (andradita-grossulária e piroxênio da série hedenbergita-diopsídio) cristalizadas a temperaturas mais altas atingidas resultado do calor advectivo proveniente de atividade magmática-hidrotermal (Meinert et al., 2005).
Economicamente, skarns podem ser subdivididos em seis tipos principais, Au, Cu, Zn, W, Mo, Sn, cuja formação é controlada pela composição do corpo intrusivo bem como pelo protólito (Meinert, 1992, Meinert et al., 2005). De forma contrária ao metamorfismo de contato que resulta da intrusão de magmas anidros, depósitos mundiais de skarns se formam a partir da interação entre rocha encaixante e fluido hidrotermal (Meinert et al., 2003). A paragênese de minério encontrada em skarns variam não apenas de acordo com o metal dominante, mas também de acordo com a distância da intrusão (Ridley, 2013). A deposição da assembleia de minério em skarns tem início com a substituição das fases de alta temperatura por fases de baixa temperatura durante estágio retrogressivo. O estágio retrógrado é marcado pela interação com fluidos meteóricos e consequente diluição de fluidos magmáticos de mais alta temperatura e salinidade (Meinert et al., 2005). De acordo com Ridley (2013), as principais fases de baixa T que substituem a granada são plagioclásio, quartzo, epidoto, biotita, clorita e calcita enquanto o piroxênio é substituído por fases da série
tremolita-actinolita. Serpentina substitui olivina quando a mesma ocorre. Magnetita e hematita estão associadas ao principal estágio de precipitação de sulfetos em skarns (Meinert et al., 2005). No Alvo Açaí, a principal commodity é o cobre. Portanto, o tópico a seguir abordará apenas os padrões de alteração e mineralização em skarns de Cu.
3.2.1. Skarns de Cu
Skarns de cobre apresentam o maior número de ocorrências ao redor do mundo com mais de 570 ocorrências registradas (Meinert et al., 2005). Esses sistemas, geralmente, ocorrem associados a magmatismo do tipo I, cálcio-alcalino, plútons porfiríticos com rochas vulcânicas cogenéticas, com venulação stockwork, fraturação rúptil e brechação e intensa alteração hidrotermal com típico padrão de zonação (Fig. 3; Meinert, 1992, Meinert et al., 2005).
Figura 3. Típica zonação padrão de skarns de cobre (Atkinson & Einaudi, 1978)
Roedder (1984) observa que minerais, tais como quartzo e calcita, podem crescer durante a evolução retrógrada de um sistema skarn e ainda manter inclusões
representativas de fluidos da fase inicial de formação do sistema corresponde ao estágio progressiva, o que dificulta a interpretação quanto a evolução dos fluidos nesses sistemas. Logo, minerais associados a alteração do tipo skarn apresentam ampla variação de características físico-químicas uma vez que se mantêm estáveis ao longo de amplo intervalo de temperatura, pressão e composição (Meinert et al., 2005)
Skarns de Cu apresentam valores de salinidade que variam entre 0 e 60 % peso NaCleq bem como valores de temperatura entre 100 e 500 °C. Skarns de Cu, com Fe e
Mo subordinados, geralmente ocorrem associados a colocação de corpos intrusivos em profundidades relativamente rasas, entre 1 e 6 km (Misra, 2000). Esses tipos de skarns ocorrem em ambientes de subducção, com mergulho moderado da placa ocêanica (~40°) e acresção de terreno oceânico, o que favorece a formação de plutons de composição granodiorítica a granítica (Meinert, 1992).
3.3. A PR OV ÍN CIA CAR A JÁ S
A Província de Carajás é um importante domínio arqueano do Cráton Amazônico incialmente dividida em três blocos: Cinturão Itacaiúnas, Terreno Granito-Greenstone de Rio Maria (TGGRM) e Cinturão Pau D’Arco (Costa et al., 1995). Posteriormente, Souza et al. (1996) reduziu-os a dois blocos denominados TGGRM e Bloco Carajás, os quais foram recentemente denominados de domínios Rio Maria e Carajás por Vasquez et al. (2008). O Domínio Carajás é ainda subdividido em dois sub-domínios: Bacia de Carajás a norte, e o Subdomínio de Transição a sul. A porção norte consiste de rochas supracrustais neoarquenas ao passo que a porção sul consiste de granitoides e gnaisses deformados atribuídos ao Complexo Xingu, de idade Mesoarqueana e retrabalhado durante o Neoarqueano (Dall’Agnol et al., 2006).
O Domínio Rio Maria situa-se a sul da Província Carajás e formou-se a partir da amalgamação de terrenos tipo granito-greenstone juvenis durante o final do Mesoarqueano (3,05 Ga e 2,82 Ga) (Althoff et al., 2000; Almeida et al., 2013). O Domínio Carajás consiste de embasamento Mesoarqueano coberto por sequências
metavulcanossedimentares que foram posteriormente intrudidos por rochas intermediárias a ultramáficas Neoarqueanas (Feio and Dall’Agnol, 2012). O embasamento Mesoarqueano é composto por gnaisse de composição granítica, granodiorítica e tonalítica do Complexo Xingu; a sequência metavulcanossedimentar, Supergrupo Itacaiúnas, é composta por rochas metassedimentares de baixo a médio grau com magmatismo máfico ultramáfico e félsico associado; as intrusões são representadas por granulitos máficos derivados de gabro, piroxenito, norito, diorito e monzodiorito diferenciados e estratificados do Complexo Pium; além de complexos máfico-ultramáficos arqueanos (Vasquez et al., 2008).
Após o trabalho pioneiro de Hirata (1982) na caracterização das sequências metavulcanossedimentares do Domínio Carajás, a denominação Supergrupo Itacaiúnas foi atribuída posteriormente pela DOCEGEO (1988) para englobar os grupos Igarapé Salobo, Igarapé Pojuca, Igarapé Bahia e Buritirama. Trabalhos mais recentes subdividem o Supergrupo Itacaiúnas em sequências inferior (metavulcânicas), intermediárias (formações ferríferas bandadas), e superior (metassedimentares) (Tavares et al., 2018).
A denominação Grupo Aquiri foi inicialmente proposta por Soares et al. (1988) para agrupar uma sequência metavulcanossedimentar no extremo oeste da Serra do Carajás com estruturação essencialmente E-W (Fig. 1). Macambira & Vale (1997) descreveram quatro unidades litológicas representativas do Grupo Aquiri, sem individualizá-las em formações 1) rochas metavulcânicas ácidas, 2) rochas metavulcânicas máficas, 3) rochas metassedimentares (quartzito micáceo, filito ferruginoso e formação ferrífera bandada) e 4) arenito anquimetamórfico. A idade do Grupo Aquiri é inferida como Neoarqueana por Soares et al. (1988) e Macambira e Vale (1997) por correlação com o Grupo Grão Pará, com idade de 2,759 ±2 Ma obtida por (Machado et al., 1991). Costa et al. (2016) recentemente obteve idades U-Pb em grãos de zircão detrítico de aproximadamente 2,88 Ga para deposição máxima do Grupo Aquiri. O Grupo Grão Pará também foi recentemente datado via U-Pb em zircão
proveniente de vulcânicas ácidas (2740 ±8 Ma; Formação Carajás) e metavulcânicas félsicas (2760 ±11 Ma; Formação Parauapebas) (Costa et al., 2016).
Costa et al. (2016; Figura 4:) subdividiram as rochas do Grupo Aquiri (metabasalto, rochas metaultramáficas, formação ferrífera bandada, quartzito e filito) em Unidade Indivisa, Formação Piabanha, Formação Cuxiú, Formação Serra da Gaivota e Formação Azulona. O autor também individualizou o Grupo Liberdade e o subdividiu em (1) Unidade Indivisa, (2) Unidade Quartzítica, (3) Unidade Xisto Formação Ferrífera e (4) Unidade Metassedimentar, descritas em detalhe a seguir:
(1) Unidade Indivisa: Quartzito, xistos variados, formações ferríferas, metapelito e filito. Hospeda stocks de granitoides indiscriminados e corpos máficos foliados a isotrópicos.
(2) Unidade Quartzítica: quartzito fino a grosso com mica verde e rutilo com quantidade expressiva de veios de quartzo. Idades U-Pb por LA-ICP-MS em zircão detrítico entre 3,19 e 2,69 Ga.
(3) Unidade Xisto-Formação Ferrífera: muscovita xisto, mica xisto, formação ferrífera bandada e raro quartzito puro.
(4) Unidade Metassedimentar: filito branco amarelado, quartzito e rochas metamáficas foliadas.
Figura 4. Mapa geológico simplificado da Bacia Carajás e proximidades, Cráton Amazônico (Amazon Craton) com localização do Alvo Açaí no Grupo Liberdade (modificado de Costa et al, 2016).
3.3.1. D epósitos IOCG em Carajás
Os depósitos IOCG de Carajás são estruturalmente controlados por dois sistemas de cisalhamento: Zona de Cisalhamento do Cinzento (E-W) ao norte e pela Zona de Cisalhamento Canaã dos Carajás (WNW-ESE) ao sul do Domínio Carajás (Pinheiro et al., 2013). No setor norte, os depósitos apresentam idades que variam de 2,72 a 2,53 Ga que englobam os depósitos GT-46, Salobo, Igarapé Bahia/Alemão e Grota Funda (Requia et al., 2003; Tallarico et al., 2005; Hunger et al., 2018; Toledo et al., 2019). No setor sul, as idades variam entre 2,71 e 1,88 Ga conforme representados, por exemplo, pelo depósito Sequeirinho-Pista de idade neoarqueana (Moreto et al., 2015a) bem como pelo corpos Sossego-Curral e Alvo 118 (Moreto et al., 2015a; Torresi et al., 2012) de idade paleoproterozoica. A Tabela 1 sumariza dados disponíveis para alguns depósitos IOCG nos setores norte e sul do Domínio Carajás.
Tabela 1. Principais características mineralógicas, geoquímicas e geocronológicas dos depósitos IOCG do Domínio Carajás.
D epósitos M ineralização Principal Inclusões Fluidas Isótopos Idade de M ineralização (G a) R eferências Cinturão N orte Igarapé Bahia cpp + bn + py Mineralização Principal: Th: 160 a 330; salinidade: 5–45; Veios tardios: Th: 120 a 500; salinidade: 2–60 δ18Oqtz-mag-sid= +5 a +16.5; δ34Ssulfetos = −1.1 a 5.6; -10.8 2,772 ±46 Pb–Pb calcopirita 2,575 ±12 SHRIMP U– Pb monazita (Dreher et al., 2008) (Tallarico et al., 2005b) Tavaza and Oliveira (2000) Dardenne and Schobbenhus (2001) GT-46 ccp + bn 1. Th: 203–450; salinidade: 32-50 2. Th: 153.3–215.5; Salinidade: 2.1–27.5 δ34Ssulfetos = 1. Mineralização I: 0.01–1.99 2. Mineralização II: 9.75–11.25 2,718 ±56 Ma Re-Os molibdenita Toledo et al. (2019) Gameleira ccp + bn 1. Th: 80–160; salinidade: 8–21 2. Inclusions saturadas: Th: 200–400 δ34Ssulfetos = 3.1 a 4.8; δ18Ocarbonatos = 8.9 a 10.0; δ13Ccarbonatos = −8.4 a −9.5 2,614 ±14 Ma Re–Os molibdenita Lindenmayer et al. (2002) Pimentel et al. (2003) Marschik et al. (2005) Salobo bn + cc + cpp 1. Th: 360; Salinidade: 35–58 3. 2. Th: 133–270; Salinidade: 1–29 δ34Ssulfetos= 0.2 a 1.6; δ18OH2O=6.6 a 12.1 2,562 ±8 Ma Re–Os molibdenita Réquia and Xavier (1995); Réquia et al. (2003) Grota Funda cpp + po + pn Th: >500 Salinidade: 24–29 δ34Scalcopirita = 0 a 1.8 2,530 ±60 Ma Re-Os molibdenita Hunger et al. (2018) Cinturão Sul Sossego ccp + py 1. Th: 102.0–312.0; Salinidade: 0.0–23.0; 2. Th: 200.0–570.0; Salinidade: 3 2–69 δ34Ssulfetos =2.2 a 7.6; δ18OH2o=15.4 a −5.0 2,712±4.7 Ma U-Pb monazita (Corpo Sequeirinho) 2,710 ± 11 and 2,685 ± 11 Ma Re-Os molibdenita (Corpo Pista) 1,879 ± 4.1 and 1904 ± 5.2 Ma U-Pb monazita (Corpo Sossego) 1890 ± 8.5 Ma U-Pb monzita (Corpo Curral)
Carvalho (2009) Monteiro et al. (2008) Moreto et al., (2015a) Visconde ccp + bn 1. Th: 460; Salinidade: 58 1. Th: <230 δ18OH2O = +4.2 +9.4 δ18OH2O = −1.3 a +3.7 2,729 ± 150 Ma 2,736 ± 100 Ma Pb–Pb chalcopyrite Silva et al. (2015)
Salinidade: 7-30 δ34Sccp-bn = +0.5 a +3.4 Tarzan po + ccp 1. Th: 135.7 to 331.5 Salinidade:13.2 a 23.7 2. Th: 312 to 562.8 Salinidade: 39.1 to 68.6 δ34Snódulos:-1.1 to 1.1 (nódulos) δ34Scobaltita: 0.7 (disseminações) δ34 Ssulfetos: -1,0 a 3,7 (veios) - Pinheiro (2019) Alvo 118 ccp + bn 1. Th: >200 Salinidade: 32.8 to 40.6 2. Th: < 200 Salinidade: < 15 δ18OH2O = −1.0 to 7.5 δ34Scalcopirita = 5.1 to 6.3 1.869±7 Ma U–Pb xenotima Torresi et al. (2012); Tallarico (2003)
4. M A TER IAIS E M ÉTOD OS
4.1. TR A BA LH O DE CA M PO
A campanha de campo realizada entre 20/06/2018 e 03/07/2018 visou a descrição detalhada e sistemática de sete testemunhos de sondagem disponibilizados pela VALE S.A.: ACAD01, ACAD03, ACAD17, ACAD29, ACAD31, ACAD34 e ACAD 38, com foco na: i) descrição das rochas encaixantes; ii) identificação de estilos e padrão de ocorrência de alteração hidrotermal; iii) determinação da relação entre minerais de minério e ganga e iv) determinação do papel das estruturas regionais na evolução do sistema hidrotermal. A descrição simplificada dos furos descritos neste trabalho pode ser verificada no ANEXO 2. Cento e vinte e quatro amostras foram coletadas para a fase analítica do projeto, composta pelos métodos descritos a seguir.
4.2. ESTU D OS PETR OG R Á FICOS E M ICR OSCOPIA ELETR ÔN ICA D E V A R R ED U R A
Vinte e cinco amostras de testemunhos de sondagem foram selecionadas e enviadas ao laboratório da Vale S.A. para confecção de seções delgadas-polidas (ANEXO 3). As seções foram então descritas sob microscópio óptico Leica a luz transmitida e refletida no Laboratório de Microscopia do Instituto de Geociências da UNICAMP. A petrografia objetivou a caracterização dos litotipos hospedeiros das mineralizações, determinação de assembleias minerais típicas de alteração hidrotermal e de minério, relações texturais entre minerais de minério e ganga, assim como o papel de microestruturas.
Para a etapa de Microscopia Eletrônica de Varredura, seis seções delgadas-polidas de hospedeiras, zonas de alteração hidrotermal e mineralizadas foram selecionadas para análises pontuais semi-quantitativas em microscópio eletrônico de varredura (MEV) com EDS (Energy Dispersive X-Ray Spectrometer) acoplado. As análises foram realizadas no Laboratório de Microscopia Eletrônica de Varredura do Instituto de Geociências da UNICAMP. Essa etapa objetivou a identificação de fases
minerais não reconhecidas ao microscópio óptico, tais como possíveis inclusões minerais e zoneamentos composicionais, tanto em minerais hidrotermais quanto em minerais de minério.
4.3. PETR OG R A FIA E M ICR OTER M OM ETR IA D E IN CLU SÕES FLU ID A S
Duas amostras foram selecionadas para a confecção de seções bipolidas para os estudos de inclusões fluidas: ACAD31/95 (pegmatito granítico) e ACAD38/85 (veio de quartzo com granada-piroxênio) (ANEXO 3). O estudo petrográfico foi conduzido em microscópio óptico Leica, objetiva de 50x, e as inclusões foram classificadas em grupos e tipos de acordo com seu padrão de ocorrência, números de fases e formas. A partir dos estudos microtermométricos, parâmetros físico-químicos (salinidade) de fluidos primários e hidrotermais foram estimados. As análises microtermométricas foram conduzidas no Laboratório de Microtermometria do IG-UNICAMP em etapas de resfriamento e aquecimento com uso do equipamento LINKAN TMS 92 acoplado a um microscópio óptico Leica DMLP, objetiva de 80x, contendo uma platina LINKAM THMSG600. O equipamento foi calibrado utilizando-se inclusões fluidas sintéticas do padrão Synflinc resultando em precisão de ±0,3 °C para temperaturas abaixo de -56,6 °C e até 573 °C (± 0.3 °C and ± 2 °C, respectivamente; Fluid, Denver, USA). As taxas de resfriamento variaram entre 5-10 °C/min enquanto as taxas de aquecimento variaram entre 2–3°C/min.
Os parâmetros físico-químicos foram estimados no software HokieFlincs_H2O-NaCl (Steele-MacInnis et al., 2012). Para as inclusões bifásicas e trifásicas, as fórmulas utilizadas pelo software são de Bodnar (1993) e Sterner et al. (1988), respectivamente.
4.4. ISÓTOPOS ESTÁ VEIS D E O E S
A preparação de amostras para análises de isótopos estáveis foi realizada nos laboratórios de Preparação de Amostras e Concentração Mineral do Instituto de
Geociências da UNICAMP. A preparação de amostras abrangeu etapas de corte com microrretífica, maceração em almofariz de ágata e seleção manual sob lupa binocular. As amostras foram então enviadas para análises de O e S no Scottish Universities Environmental Research Centre na Universidade de Glasgow, Reino Unido (ANEXO 3).
Análises de oxigênio foram realizadas em quartzo de veios com alteração skarn mineralizados (ccp+po+mag+py) bem como quartzo de hastingsita quartzito silicificado com mineralização disseminada. Os concentrados de quartzo foram analisados para isótopos de O utilizando o procedimento de fluorinação a laser no qual as amostras reagiram com ClF3 por meio de um laser de CO2 a temperaturas superiores
a 1500 °C (Sharp, 1990). 100% de O2 foi liberado do arranjo cristalino dos grãos de quartzo durante as reações de fluorinação. O O2 resultante foi convertido em CO2 por
meio de reação com grafita seguida por análise por espectrômetro VG SIRA II. Os
valores de δ18O (‰) são reportados em relação ao padrão Vienna Standard Mean Ocean Water (V-SMOW) com erro de reprodutibilidade de aproximadamente ±0.3‰. Análises de isótopos enxofre foram realizados em calcopirita e pirita associadas à alteração skarn de veios, brechas e zonas de sulfeto maciço. Os valores foram reportados em relação ao padrão V-CDT (Vienna Canion Diablo Troillite).
5. SÍN TESE D OS R ESU LTA D OS
O depósito Alvo Açaí insere-se no contexto da sucessão metassedimentar do Grupo Liberdade intrudida por granitóides e rochas básicas indiferenciadas na região do Aquiri. O Alvo Açaí consiste em uma sucessão metassedimentar composta por hornblenda quartzito com intercalações de biotita, grunerita-almandina-biotita xisto e grunerita-biotita xisto. A sucessão ocorre intrudida por diques de diabásio, sienogranito e pegmatito granítico deformados.
Relações texturais sugerem que ao menos três eventos metamórfico-deformacionais, Dn (metamorfismo regional), Dn+1 (metamorfismo dinâmico), Dn+2 (deformação dúctil-rúptil), de épocas distintas afetaram as rochas do Alvo Açaí. A presença de almandina-grunerita-biotita xistos indicam que o ápice metamórfico na região atingiu condições de temperatura e pressão compatíveis com as de fácies anfibolito durante evento Dn que deu origem à foliação Sn definida por biotita (I) observada nos xistos como resultado de metamorfismo regional. A fácies anfibolito é evidenciada pelo desenvolvimento de porfiroblastos de almandina e grunerita em alguns setores dos xistos. Após o pico metamórfico, a região passou por retrometamorfismo até condições compatíveis com fácies xisto-verde evidenciado por porfiroblastos de biotita tabular (II) não-deformados e dispostos aleatoriamente sobre a foliação Sn nos xistos. O evento Dn+1 apresenta feições similares a de metamorfismo dinâmico ao longo de zona de cisalhamento locais representadas por: (1) presença de cristais de hornblenda orientados e porfiroclastos de quartzo e feldspatos estirados, (2) textura poligonizada em setores deformados do sienogranito, (3) extinção ondulante, contatos serrilhados, domínios de subgrão observados em cristais de quartzo, (4) halos de titanita ao redor de ilmenita nos setores foliados do sienogranito. Observa-se relação de corte entre granito isotrópico e sienogranito foliado, o que sugere que Dn+1 precede a intrusão do corpo granítico. Porém, a presença de zonas de alteração hidrotermal falhadas, boudinadas e dobradas associadas ao corpo granítico sugerem ainda que alguns de seus
setores foram deformados, Dn+2, após sua colocação conforme também demonstrado por fraca foliação definida por cristais de hornblenda e biotita.
A evolução do sistema hidrotermal Açaí iniciou com a intrusão do pegmatito granítico na sucessão plutônica-sedimentar. A alteração cálcica-sódica (Ca-Na) restringe-se ao diabásio e caracteriza-se pelo desenvolvimento de halos de hornblenda em augita primária até sua completa substituição ao longo de contato intrusivo com pegmatito granítico. Também, caracteriza-se pelo desenvolvimento de plagioclásio mais sódico. A alteração Ca-Na é sobreposta por halos de alteração do tipo skarn espacialmente relacionada a veios de quartzo leitosos associados ao pegmatito granítico desenvolvida sobre o diabásio, sienogranito e rochas metassedimentares (exoskarns) bem como sobre o próprio pegmatito granítico (endoskarn) ao longo de contato intrusivo com as unidades que o mesmo intrude.
A alteração do tipo skarn é representada por paragêneses de alta temperatura (progressiva), hedenbergita-andradita, e de baixa temperatura (retrogressiva), actinolita-biotita-epidoto. Zonas de hedenbergita-andradita pervasiva ocorrem associadas a veios de quartzo que cortam o diabásio e, subordinadamente, no próprio pegmatito granítico. Essas zonas são progressivamente obliteradas e substituídas por halos de alteração de actinolita, biotita e epidoto com mineralização associada. Três assembleias de mineral de minério são reconhecidas com base em suas relações texturais com as fases de mais baixa temperatura. A paragênese I exibe relação de intercrescimento com actinolita acicular grossa tanto como disseminações no hornblenda quartzito quanto ao longo de veios, vênulas e zonas de sulfeto maciço; é composta por calcopirita + pirrotita + pirita + magnetita ± esfalerita ± pentlandita. A paragênese II associa-se a biotita radial e é composta por calcopirita + pirita + magnetita; ocorre como disseminações no hornblenda quartzito, diabásio alterado e sienogranito. A paragênese III associa-se a epidoto e consiste de pirita + calcopirita + esfalerita; ocorre como disseminações em todas as unidades do depósito.
Os dados provenientes da análise de inclusões fluidas em quartzo de pegmatito granítico e veio de quartzo com hedenbergita e andradita no Alvo Açaí sugerem a interação de ao menos dois tipos de fluidos em sua evolução. O Fluido 1, mais quente (175 - 487°C) e com salinidade intermediária a alta (21 to 53 wt% NaCleq), apresenta composição eutética compatível com o sistema H2O-NaCl-CaCl2/H2O-NaCl-MgCl2 ao passo que o Fluido 2, mais frio (<267 °C) e com salinidade intermediária a baixa (<33 wt% NaCleq.), apresenta composição eutética compatível com o sistema H2
O-NaCl-KCl.
Análises de isótopos de δ18O em grãos de quartzo de veios de quartzo bem como
zonas silicificadas do hornblenda quartzito retornaram valores homogêneos que variam entre 8,8 e 10 (‰). Fracionamento isotópico de δ18O entre quartzo e fluido foi corrigido
a partir de valores medianos de intervalos de temperaturas de homogeneização total medidas no veio de quarto com hedenbergita e andradita, 166 °C e 431,95 °C, os quais retornaram valores de δ18O entre +6.27 e +7.27‰. Três amostras de sulfetos extraídos
de diferentes estilos de mineralização foram analisadas e retornaram valores de δ34S
6. CON CLU SÕES
A evolução hidrotermal do Alvo Açaí consiste de: (i) intenso metassomatismo alcalino que antecede alteração skarn após intrusão de corpo granítico; (ii) alteração skarn progressiva em zonas ricas em veios de quartzo; (iii) alteração skarn retrogressiva contínua com precipitação de sulfetos; (iv) chloritização pervasiva e vênulas tardias de epidoto e calcita.
O sistema skarn no Alvo Açaí resultou da interação de, pelo menos, dois fluidos: magmático e não-magmático. O fluido de mais elevada temperatura (175 – 487 °C) e salinidade (21 a 53% NaCleq) apresenta condições mais próximas às de soluções magmáticas oriundas do pegmatito granítico durante sua cristalização ao passo que as soluções de mais baixa temperatura (<267 °C) e salinidade (<33% NaCleq) devem ser o resultado da diluição do fluido magmático em decorrência de mistura com fluidos meteóricos como comumente observado em sistemas skarns. Valores de isótopos de enxofre para os sulfetos de veios, vênulas e brechas mineralizadas corroboram a hipótese de enxofre de origem magmática que pode ser oriundo tanto da Suíte Intrusiva Serra dos Carajás ou de granitoides indiferenciados que cortam o Grupo Liberdade, ambos mapeados na área de estudo do Alvo Açaí.
A seguinte sucessão de eventos é sugerida para delinear a trajetória metamórfica-hidrotermal do sistema cuprífero Açaí, em ordem cronológica crescente, com base em critérios petrográficos macroscópicos e microscópicos bem como relações de corte entre as rochas encaixantes e zonas de alteração:
• Deposição de sucessão sedimentar siliciclástica
• Dn: Metamorfismo regional da sucessão sedimentar até fácies anfibolito seguido por retrometamorfismo até fácies xisto verde.
• Intrusão de diques de diabásio • Intrusão de apófises de sienogranito
• Dn+1: metamorfismo dinâmico heterogêneo mercado pela presença de unidades intrusivas e metassedimentares deformadas.
• Intrusão de apófises de granito com porções pegmatíticas – alteração Ca-Na e skarn com estágio de mineralização.
• Dn+2: Deformação rúptil-dúctil marcada pela presença de granito fracamente foliados e zonas de alteração skarn dobradas, falhadas e fraturadas.
O Alvo Açaí pode ser definido como um skarn de Cu(-Au) com base em sua assembleia mineralógica com a qual o estágio de mineralização ocorre associado bem como relação espacial com a intrusão causativa. O Alvo Açaí é, portanto, um exemplar inédito no Domínio Carajás de um sistema magmático-hidrotermal proximal.
