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UNIVERSIDADE ESTADUAL DE CAMPINAS
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
ANANDA MELO LOPES
CARACTERIZAÇÃO GEOLÓGICA E METALOGENÉTICA DO DEPÓSITO IOCG
PANTERA, DOMINÍO RIO MARIA, CARAJÁS-PA
CAMPINAS
2018
ANANDA MELO LOPES
“CARACTERIZAÇÃO GEOLÓGICA E METALOGENÉTICA DO DEPÓSITO IOCG
PANTERA, DOMINÍO RIO MARIA, CARAJÁS-PA”.
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.
ORIENTADORA: PROFA. DRA. CAROLINA PENTEADO NATIVIDADE MORETO
COORIENTADOR: PROF. DR. ROBERTO PEREZ XAVIER
ESTE EXEMPLAR CORRESPONDE À VERSÃO FINAL DA
DISSERTAÇÃO DEFENDIDA PELA ALUNA ANANDA MELO LOPES
E ORIENTADA PELA PROF. DR. CAROLINA PENTEADO
NATIVIDADE MORETO
CAMPINAS
2018
Agência(s) de fomento e nº(s) de processo(s): CNPq, 132033/2016-0ORCID: https://orcid.org/0000-0002-0806-8873
Ficha catalográficaUniversidade Estadual de CampinasBiblioteca do Instituto de Geociências
Marta dos Santos - CRB 8/5892
Lopes, Ananda Melo, 1990- L881c LopCaracterização geológica e metalogenética do depósito IOCG Pantera,
domínio Rio Maria, Carajás-Pará / Ananda Melo Lopes. – Campinas, SP : [s.n.],2018.
LopOrientador: Carolina Penteado Natividade Moreto. LopCoorientador: Roberto Perez Xavier. LopDissertação (mestrado) – Universidade Estadual de Campinas, Instituto de
Geociências.
Lop1. Depósitos de oxido de Fe-Cu-Au. 2. Metalogenia. 3. Crátons - Amazônia.
I. Moreto, Carolina Penteado Natividade, 1985-. II. Xavier, Roberto Perez,1958-. III. Universidade Estadual de Campinas. Instituto de Geociências. IV.Título.
Informações para Biblioteca Digital
Título em outro idioma: Geological and metallogenetic characterization of the PanteraIOCG, Rio Maria domain, Carajás-ParáPalavras-chave em inglês:Iron oxide-copper-gold depositsMetallogenyCraton - AmazonÁrea de concentração: Geologia e Recursos NaturaisTitulação: Mestra em GeociênciasBanca examinadora:Carolina Penteado Natividade Moreto [Orientador]Rafael Rodrigues de AssisTiciano José Saraiva dos SantosData de defesa: 05-07-2018Programa de Pós-Graduação: Geociências
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UNIVERSIDADE ESTADUAL DE CAMPINAS
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
AUTORA: Ananda Melo Lopes
CARACTERIZAÇÃO GEOLÓGICA E METALOGENÉTICA DO DEPÓSITO IOCG
PANTERA, DOMINÍO RIO MARIA, CARAJÁS-PA
ORIENTADORA: Profa. Dra. Carolina Penteado Natividade Moreto
COORIENTADOR: Prof. Dr. Roberto Perez Xavier
Aprovado em: 05 / 07 / 2018
EXAMINADORES:
Profa. Dra. Carolina Penteado Natividade Moreto - Presidente
Prof. Dr. Rafael Rodrigues de Assis
Prof. Dr. Ticiano José Saraiva dos Santos
A Ata de Defesa assinada pelos membros da Comissão Examinadora,
consta no processo de vida acadêmica do aluno.
Campinas, 05 de julho de 2018.
Aos que me guiaram até aqui...
Ao meu pai, Gentil Lopes da Silva.
AGRADECIMENTOS
A instituição de ensino UNICAMP, pela a oportunidade de estudar em uma das
melhores universidades do país.
Ao CNPq pela concessão da bolsa de mestrado.
A minha família, pais e irmãos Gentil, Patrícia, Agnus, Aline e Aarão pelo suporte
dado e por acreditarem em mim.
A sempre solícita e generosa orientadora Carolina Penteado Moreto, pela a orientação,
ensinamentos passados.
Ao co-orientador Roberto Xavier por todos os ensinamentos passados em trabalhos de
campo e fora de campo.
Aos amigos do grupo de pesquisa em evolução crustal e metalogênese, pelas ajudas
em etapas laboratoriais e as trocas de conhecimento: João Paulo Pitombeira, Gustavo
Melo, Poliana Toledo, José Henrique, Raphael Hunger e Marco Delinardo.
Aos amigos geógrafos pela companhia e parceria, Silas Melo, Cinthia Fagundes,
Liliane Góes, Pedro Spanghero e Kaique Brito.
A todos os funcionários do IG em especial aos técnicos Valdirene, Beatriz, Gorete,
Erica Tonetto e Valdir pela rapidez no trabalho.
A grande amiga e companheira que fiz nesta jornada um agradecimento especial pelo
o apoio dado e por todos os momentos alegres e divertidos que vivemos juntas, Caroline
Aquino.
Ao meu namorado Leandro Palma por ter feito meus dias mais leves e alegres no final
desta etapa acadêmica tão importante.
Aos amigos da republica Fenda por terem me recebido tão bem e por serem sempre
prestativos Leonardo, Thiago, Igor, Tatiana e Tuna.
BIOGRAFIA
Possui graduação em Geologia pela Universidade Federal de Roraima – UFRR (2014).
Durante a graduação participou de projetos de iniciação científica na área de Paleontologia.
Trabalhou na Sociedade Geral de Mineração (SGM) entre os anos de 2014 e 2015, onde
adquiriu experiência em mapeamento geológico.
Em 2016 ingressou no programa de pós-graduação em Geociências, nível mestrado, na
Universidade Estadual de Campinas. No projeto de mestrado atuou na linda de pesquisa em
metalogênese de depósitos IOCG na Província Mineral de Carajás (PA). O mestrado lhe
rendeu até o momento uma publicação no 15º Simpósio de Geologia da Amazônia (2017).
Com título do resumo e endereço eletrônico:
CARACTERIZAÇÃO GEOLÓGICA E METALOGENÉTICA DO DEPÓSITO IOCG
PANTERA, DOMÍNIO RIO MARIA - CARAJÁS
Endereço eletrônico: http://arquivos.sbg-no.org.br/BASES/SGA%2015.pdf
RESUMO
A Província Carajás localizada na porção sudeste do Cráton Amazônico e do Estado do Pará,
representa hoje uma das províncias mais importantes do mundo e destaca-se por apresentar a maior
quantidade conhecida de depósitos de óxidos de ferro-cobre-ouro (IOCG) de alta tonelagem (e.g.,
Sossego, Salobo, Igarapé Bahia/Alemão, Cristalino, Alvo 118, Igarapé Cinzento/Alvo GT46). O
depósito Pantera é hospedado por rocha de composição granodiorítica (2909 ±15Ma; U-Pb LA-ICP-
MS em zircão) e por diferentes tipos de diques que compreendem quartzo diorito porfirítico (2900
±10Ma, U-Pb LA-ICP-MS em zircão), quartzo-feldspato pórfiro e diábasio, e representa a primeira
ocorrência de depósitos da classe IOCG no domínio Rio Maria. O granodiorito hospedeiro apresenta
evidências de deformação heterogênea referentes às distintas zonas milonitizadas que se apresentam
intimamente relacionadas ao melhor desenvolvimento das zonas de alteração hidrotermal. A partir da
descrição de testemunhos de sondagem e de estudos petrográficos detalhados, foi possível reconstituir
o zoneamento espacial das alterações hidrotermais que apresentam padrão vertical a sub-vertical, e
com distribuição fortemente controlada por zonas de cisalhamento. A sequência de alteração
hidrotermal em direção às zonas proximais ao minério incluem zonas de alteração sódico-cálcica com
actinolita e albita, seguida por alteração cálcica caracterizada por aumento substancial na abundância
de actinolita, que gradam para zonas de alteração férrico-cálcica com magnetita e actinolita. A partir
disto, o sistema hidrotermal evidência diminuição de temperatura de acordo com as últimas alterações
hidrotermais reconhecidas no depósito representadas por alteração potássica constituída por biotita,
hastingsita e feldspato potássico subordinados, acompanhada por silificicação, mineralização cuprífera
e zonas de alteração clorítica. A mineralização IOCG no depósito Pantera está essencialmente
associada ao estágio de alteração potássica e apresenta estilos de mineralização que variam entre veios,
vênulas, brechas hidrotermais e disseminações na foliação milonítica que hospedam uma associação
de minério constituída principalmente por magnetita, pirita e calcopirita, que é o principal mineral de
minério. Infere-se para o estágio de precipitação do minério condições moderadas de fO2 e pH
levemente ácido a neutro em temperaturas em torno de 300 ºC. A alteração tardia venular com
predominância de quartzo, feldspato potássico pode indicar a circulação de fluidos hidrotermais ainda
posteriores ao evento hidrotermal principal, sugerindo a existência de um segundo sistema hidrotermal
de menor intensidade sobreposto, formado em regime rúptil de deformação. Composições isotópicas
de enxofre obtidas em sulfetos (calcopirita e pirita) das zonas de minério (δ34
S = 4,22 a 5,07‰) e da
alteração tardia (δ34
S = 4,67 a 4,79‰) possibilitaram a correlação da origem do enxofre com fluidos
evaporativos residuais, com possível contribuição de enxofre magmático ou lixiviado de rochas ígneas
a partir de mecanismos de interação fluido-rocha.
Palavras chaves: Depósitos de oxido de Fe-Cu-Au, Metalogenia, Cratóns - Amazônia
ABSTRACT
The Carajás Province is located in the southeastern portion of the Amazon Craton and the
State of Pará. Nowadays it represents one of the most important provinces in the world and stands out
for having the highest known amount high tonnage of iron-copper-gold oxide (IOCG) deposits (eg,
Sossego, Salobo, Igarapé Bahia / Alemão, Cristalino, Alvo 118, Igarapé Cinzento/ Alvo GT46). The
Pantera deposit is hosted by rocks of granodioritic composition (2909 ±15M; U-Pb LA-ICP-MS in
zircon) and by different types of dikes comprising porphyritic diorite quartz diorite (2900 ±10Ma, U-
Pb LA-ICP-MS in zircão), feldspar quartz porphyry and diabase, and represents the first occurrence of
IOCG deposits in the Rio Maria domain. The host granodiorite presents evidence of heterogeneous
deformation related to the different milonitized zones that are closely related to the better development
of the of hydrothermal alteration zones. Basead on detailed drill core description and petrographic
studies, it was possible to reconstitute the spatial zoning of the hydrothermal alterations that display
vertical to subvertical patterns with distribution strongly controlled by shear zones. The hydrothermal
alterations sequence towards ore zones includes sodic-calcic zones with actinolite and albite, followed
by calcic alteration characterized by a substantial increase in the abundance of actinolite, which pass to
iron-calcic alteration zones with magnetite and actinolite. From this point on, the hydrothermal system
evidences decrease in temperature according to the last hydrothermal alterations recognized in the
deposit represented by potassic alteration with biotite, hastingsite and subordinate potassic feldspar
and associated silificication, cooper ore, and zones of chlorite alteration. The IOCG mineralization in
the Pantera deposit is essencially related to the potassic alteration stage and presents mineralization
styles ranging from veins, veinlets, hydrotermal breccias and disseminations along mylonitc foliation,
which host ore assemblage mainly composed of magnetite, pyrite and chalcopyrite which as the main
ore mineral. It is infered for ore precipitation conditions of moderate fO2 and slightly acidic to neutral
pH with temperatures around 300 ºC. The late venular alteration with predominancy of quartz and
potassic feldspar may indicate the circulation of hydrotermal fluids after the stablishment of the main
hydrotermal event, suggesting the existence of a second hydrotermal system superimposed, formed in
a brittle conditions. Isotopic compositions of sulfur obtained in sulphides (chalcopyrite and pyrite)
from the ore zones (δ34
S = 4,22 a 5,07‰) and from late venular alteration (δ34
S = 4,67 a 4,79‰)
allowed the correlation of the sulfur sources with residual evaporative fluids, with possible
contribution of magmatic sulfur or leached from igneous rocks by fluid-rock interaction mechanism.
Palavras chaves: Iron Oxide Copper Gold Deposits, metalogeny, Cratons - Amazon
ÍNDICE DE FIGURAS
Figura 1: Mapa Geológico da Província Carajás, mostrando o domínio Carajás ao norte e parte do
domínio Rio Maria a sul, com a localização do depósito IOCG Pantera e outros importantes depósitos
IOCG no domínio Carajás (Vasquez et al., 2008) ................................................................................. 44
Figura 2: Mapa geológico do domínio Rio Maria apresentando as diferentes associações tectônicas e
os principais litotipos (Vasquez et al.,2008). ........................................................................................ 47
Figura 3: Mapa geológico de Ourilândia do Norte mostrando as associações litológicas e
características estruturais (modificado de Silva et al., 2018). ............................................................... 50
Figura 4: Seção geológica esquemática do depósito Pantera, com a disposição dos litotipos e a
distribuição das diferentes zonas de alteração hidrotermal reconhecidas. Elaborado a partir das
descrições dos testemunhos pkc-pant-dh001 e pkc pant-dh007 (modificado de Vale) ......................... 53
Figura 5: Litotipos e zonas de alteração hidrotermal caracterizados no depósito Pantera, descritos a
partir do testemunho pkc-pant-dh001. A) Granodiorito com alteração sódico-cálcica (ab+act) de
intensidade moderada localizado nas regiões menos deformadas e mais distais do depósito. B) Dique
de diabásio com alteração cálcica (act±ab±cc) em contato brusco com o granodiorito. C) Quartzo
diorito porfirítico com alteração cálcica (act±ab) pervasiva. D) Fronts de alteração cálcica no
granodiorito previamente alterado por alteração sódico-cálcica. E) Granodiorito com foliação
milonítica penetrativa definida por biotita, quartzo (alteração potássica e silificificação) e com
calcopirita disseminada. F) Brecha hidrotermal com matriz preenchida por actinolita e magnetita
(alteração férrico-cálcica) e com fragmentos do granodiorito hospedeiro. G) Veio constituído por
quartzo, feldspato potássico, calcopirita e pirita (estágio de pós-mineralização). H) Vênula com
mineralização cuprífera sobreposta em zona de alteração sódico-cálcica pervasiva. I) Mineralização de
cobre na forma de brecha hidrotermal com predominância de actinolita e magnetita. J) Mineralização
de cobre como sulfetos disseminados longo da foliação associada à alteração potássica e silicificação
(bt+hast+qtz±kfs). L) Granodiorito com alteração sódico-cálcica (ab+act) sobreposta por alteração
potássica (bt) incipiente, proximal às zonas mineralizadas. M) Granodiorito com alteração cálcica
(act±ab) com forte controle estrutural definindo planos de foliação com incipiente alteração potássica e
silicificação (bt+hast+qtz±kfs) sobreposta. N) Granodiorito com alteração cálcica (act±ab) pervasiva.
O) Mineralização de cobre na forma de brechas com calcopirita+magnetita±biotita. P) Granodiorito
com alteração potássica e silicificação (bt+hast+qtz±kfs). Abreviações: ab = albita, act = actinolita,
cc = carbonato,cpy = calcopirita, bt = biotita, hast = hastingsita, kfs = feldspato potássico, mag =
magnetita, py = pirita, qtz = quartzo e scp = escapolita. ..................................................................... 55
Figura 6: Litotipos e zonas de alteração hidrotermal caracterizados no depósito Pantera, descritos a
partir do testemunho pkc-pant-dh003. A) Granodiorito com alteração potássica e calcopirita
disseminada definindo a foliação. B) Brecha hidrotermal com calcopirita e magnetita e halo de
actinolita. C) Veio do estágio de pós-mineralização contendo feldspato potássico, quartzo e pirita
disseminada. D) Dique de diabásio com alteração cálcica pervasiva. E) Veios com apatita+actinolita
de granulação grossa. F) Granodiodiorito com alteração potássica e silicificação (bt+qtz+hast ±kfs).
Abreviações: ab = albita, act = actinolita, cc = calcita, kfs = feldspato potássico, hast = hastingsita,
mag = magnetita e qtz = quartzo. .......................................................................................................... 56
Figura 7: Principais feições macroscópicas das rochas hospedeiras do depósito Pantera. A)
Granodiorito foliado localizado nas regiões menos deformadas do depósito com alteração sódico-
cálcica (actinolita + albita) de intensidade moderada. B) dique de diabásio de textura afanítica com
alteração cálcica (actinolita ± albita ± carbonato) pervasiva. C) dique de quartzo diorito porfirítico com
foliação penetrativa e alteração sódico-cálcica (actinolita ± albita) pervasiva. Contato abrupto com o
granodiorito. Abreviação mineral: Ab = Albita, Act = Actinolita e Qtz = Quartzo. .............................. 57
Figura 8: Aspectos mineralógicos, texturais e microestruturas do granodiorito hospedeiro em regiões
menos deformadas (A, B, e G) e de maior deformação (D, E, F e H). A) Associação mineral do
granodiorito formada por quartzo, actinolita e albita. B) Actinolita definindo a foliação e manteado
cristais de albita. C) Estrutura núcleo-manto em quartzo com extinção ondulante evidenciando
recristalização dinâmica. D) Transição de zona milonítica (porção superior) para zona ultramilonítica
(porção inferior) de foliação disjuntiva definida por biotita hidrotermal. E) Plagioclásio com
geminação de deformação (twinning deformation). F) Migração de borda de grão (bulging) em albita.
G) Albita com fratura preenchida por minerais da matriz (quartzo e actinolita). H) Recristalização
dinâmica de quartzo por migração de borda de grão (bulging) com contato ameboide. Abreviação
mineral: Ab = albita, Act = actinolita, Bt = Biotita, Kfs = feldspato potássico e Qtz = Quartzo.......... 59
Figura 9: Principais características mineralógicas, texturais e microdeformacionais do quartzo diorito
porfirítico. A) Foliação milonítica definida por actinolita que molda-se em torno dos cristais de albita.
B) Bordas de albita parcialmente recristalizadas com formação de subgrãos. C) Flame perthites em
feldspato potássico. D) Actinolita pisciforme. E) Migração de borda de grãos (bulging) em albita. F)
Plagioclásio com dobra suave (Kinking Bands). Act = actinolita, Ab = albita, Kfs = feldspato
potássico, Plg = Plagioclásio e Qtz =, Quartzo. ................................................................................... 60
Figura 10: Principais características textturais e microestruturais do quartzo-feldspato pórfiro (A, B, C
e D) e do diabásio (E). A) Quartzo-feldspato pórfiro com alteração potássica (Kfs). B) Assembleia
mineral primária composta por quartzo, feldspato potássico, albita e fenocristais de feldspato
compondo a textura porfirítica. C) Fenocristais idiomórficos de albita e feldspato potássico em meio a
matriz de granulação fina. D) Vênulas tardias preenchidas por actinolita com epidoto, cortada por
vênulas de calcita e vênulas de quartzo. E) Matriz com alteração cálcica (actinolita+calcita±albita)
pervasiva. . Abreviações: Ab = Albita, Act = Actinolita, Kfs = feldspato potássico e Qtz = Quartzo. 61
Figura 11: Zonas de alteração hidrotermal sódico-cálcica (A, B e C). Cálcica (D e E). Férrico-cálcica
(F). Potássica e silicificação (G, H, I e J) e clorítica (L e M). A) Assembleia de alteração sódico-
cálcica (act+ab) de intensidade moderada das regiões menos deformadas no granodiorito. B) Alteração
sódico-cálcica (act+ab) pervasiva no quartzo-diorito porfirítico. C) Zona restrita de alteração sódico-
cálcica (ab+act) pervasiva no granodiorito. D) Alteração cálcica (act±ab) pervasiva no granodiorito. E)
veio constituído por actinolita + apatita de granulação grossa. F) Fronte de alteração férrico-cálcica
(act+mag). G) Actinolita formada no estágio de alteração cálcica subsitituída por biotita, hastingsita e
magnetita (alteração potássica). H) Alteração potássica com biotita definindo a foliação milonítica. I)
Zona com alteração potássica e silicificação com quartzo recristalizado. J) Substituição parcial das
bordas de albita por microclínio hidrotermal formado no estágio de alteração potássica. L)
Substituição de actinolita formada no estágio de alteração cálcica por clorita (estágio de cloritização).
M) Substituição da biotita (alteração potássica) através dos planos de clivagem por clorita (estágio de
cloritização). Abraviações: act = actinolita, ab = albita, cpy = calcopirita, chl = clorita, bt = biotita,
hast = hastingsita, kfs = feldspato potássico, mcr = microclínio, mag = magnetita e qtz = quartzo. . 63
Figura 12: Minério cuprífero no estilo de brechas hidrotermais. A) Assembleia de minério composta
por calcopirita, magnetita, pirita intercrescida com clorita e pentlandita. B) Assembleia de minério
composta por calcopirita, magnetita, pirita com apatita associada. C) Assembleia de minério com
calcopirita rica em Ni e Ag e millerita rica em Co e Ag com hessita inclusa. D) Pirita com fraturas
preenchidas por calcopirita e ouro, com apatita associada. E) Minerais de ganga associados ao
minério, com apatita, albita, clorita e biotita com kink bands. F) Minério de cobre disseminado ao
longo da foliação com albita, biotita, epidoto e hastingsita associados. Imagens de luz refletida A, B e
F. Imagens C e D foram obtidas em MEV. Abreviações: au = ouro, act = actinolita ab = albita, ag =
prata, ap = apatita, bt = biotita, co- cobalto, chl = clorita, cpy = calcopirita, hes = hessita, mag =
magnetita, mil = millerita, ni = níquel, pen = pentlandita, py = pirita e qtz = quartzo. ..................... 66
Figura 13: Minério cuprífero venular. A) Halo de escapolita delimitando a vênula mineralizada. B)
Associação de minério formada por calcopirita, pirita, fe-actinolita e quartzo. C) Assembleia de
minério formada por calcopirita, pirita e fases acessórias de millerita. D) Fases acessórias associadas
ao minério de cobre, millerita, siegenita e hessita. E) Minerais de ganga associada à mineralização
venular com quartzo, fe-actinolita, hastingsita, albita e escapolita. F) Minerais de ganga com epidoto,
actinolita e apatita intercrescidos com calcopirita em veio. Imagens B e C de luz refletida. Imagem D,
foi obtida em MEV. Abreviações: ab = albita, act = actinolita, ap = apatita, chl = clorita, cpy =
calcopirita, ep = epidoto, cpy = calcopirita, fe-act = ferro-actinolita, hes = hessita, hast =
hastingsita, mil = millerita, py = pirita, qtz = quartzo, scp = escapolita e sieg = siegenita. .............. 67
Figura 14 Veios mineralizados associados à alteração tardia que cortam o granodiorito. A) calcopirita
e pirita idiomórficos como principais sulfetos da alteração tardia. B) veio mineralizado com pirita,
digenita, calcopirita e quartzo. C) fases acessórias como millerita e digenita inclusas em calcopirita e
actinolita respectivamente associadas à mineralização cuprífera. D) galena associada à calcopirita,
quartzo e Fe-actinolita em veio tardio. Imagens de luz refletida A e B. Imagens C e D foram obtidas
em MEV. Abreviações: cpy = calcopirita, py = pirita, di = digenita, fe-act = ferro-actinolita, ga =
galena, mil = millerita e qtz = quartzo. ................................................................................................ 68
Figura 15: Distribuição dos valores de δ34
S dos sulfetos analisados do depósito Pantera. ................... 70
Figura 16: Imagens de catodoluminescência dos cristais de zircão analisados por U-Pb LA-SF-ICP-
MS. A) Cristais de zircão do granodiorito (amostra Pt07-147) com idades Pb206
/Pb207
indicadas. B)
Cristais de zircão do quartzo diorito porfirítico (amostra Pt01-106) com idades Pb206
/Pb207
indicadas.
............................................................................................................................................................... 71
Figura 17: Diagrama Pb206
/Pb238
vs. Pb207
/Pb235
.
A) diagrama da concórdia para a amostra do
granodiorito (Pt07-147m) definindo a idade U-Pb concordante a levemente discordante com base em
35 cristais de zircão analisados. B) diagrama da concórdia para a amostra do quartzo diorito (Pt01-
106m) definindo a idade U-Pb de intercepto superior com base em 18 cristais de zircão analisados. . 72
Figura 18: Diagrama de pH versus fO2,300ºC, 1.5 Kbar, aK+=0, mostrando as paragêneses de minério
formadas a partir das condições de evolução de pH e de fugacidade de oxigênio do fluido
mineralizante associado a alteração potássica (Skirrow, 2004). ........................................................... 79
Figura 19: Valores de δ34S dos principais depósitos IOCG da Província Carajás. Modificado de
Previato et al. (2016). Fontes: (*) Dados desta dissertação, (1) Monteiro et. al., (2008), (2) Pestilho
(2001), (3) Torresi et. al., (2011), (4) Lindermayer et a., (2001), (5) Réquia e Fontboté (2001), (6)
Dreher (2004), (7) Villas et. al., (2001), (8) Monteiro et. al., (2008), (9) Ribeiro (2008), (10) Silva
(2013) e (11) Previato et. a., (2016). ..................................................................................................... 82
ÍNDICE DE TABELAS
Tabela 1 Dados de isótopos de enxofre δ34
S medidos em ‰ (per mil) em sulfetos das zonas
mineralizadas do depósito Pantera. ....................................................................................................... 70
Tabela 2: Evolução paragenética do depósito Pantera. ......................................................................... 78
APÊNDICE
Tabela 1: Dados geocronológicos da datação U-Pb por LA-SF-ICP-MS dos grãos de zircões utilizados no
cálculo da idade de cristalização do granodiorito (Pt07-147m)............................................................92
Tabela 2: Dados geocronológicos da datação U-Pb por LA-SF-ICP-MS dos grãos de zircões utilizados no
cálculo da idade de cristalização do Quartzo-diorito porfirítico (Pt06-106m)......................................93
SUMÁRIO
1.INTRODUÇÃO ................................................................................................................................ 16
2. OBJETIVOS .................................................................................................................................... 18
3. CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL ................................................................................... 19
4. DEPÓSITOS IOCG DO CINTURÃO SUL DO COBRE DA PROVÍCIA CARAJÁS ............ 22
5. MATERIAS E MÉTODOS ............................................................................................................ 25
5.1 Petrografia e Microscopia Eletrônica de Varredura (MEV) ................................................ 25
5.2 Geocronologia da rocha hospedeira e preparação mineral ................................................... 26
5.3 Isótopos de enxofre e Preparação Mineral.............................................................................. 27
6. SÍNTESE DOS RESULTADOS ..................................................................................................... 28
7. CONSIDERAÇÕES FINAIS ......................................................................................................... 31
8. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS .......................................................................................... 32
16
1.INTRODUÇÃO
A Província Carajás localiza-se na porção sudeste do Cráton Amazônico e do Estado
do Pará, e hoje representa a principal província mineral do país e uma das mais importantes
do mundo (Santos, 2003). A província é dividida em dois blocos tectônicos crustais
considerados distintos e limitados por uma descontinuidade estrutural de direção E-W: o
domínio Rio Maria localizado ao sul e o domínio Carajás ao norte da província (Vasquez et
al. 2008).
Esta província destaca-se por apresentar depósitos gigantes de ferro de alto teor,
manganês, platinóides, ouro orogênico e a maior quantidade conhecida de depósitos IOCG
(Iron Oxide-Copper-Gold or IOCG; Hitzman et al., 1992) do mundo, sendo o única que reúne
depósitos IOCG de classe mundial de idades arqueanas (Tallarico et al., 2005, Groves, et al.,
2010, Xavier et al., 2010, Moreto et al., 2014). Dentre os depósitos de alta tonelagem
localizados no domínio Carajás, destaca-se os depósitos Salobo 1.112 Bt @ 0.69 wt.% Cu e
0.43 g/t Au; VALE, 2012) Igarapé Bahia/Alemão (219 Mt @ 1.4 wt.% Cu e 0.86 g/t Au;
Tallarico et al. 2005), Sossego (355 Mt @ 1.1 wt.% Cu e 0.28 g/t Au; Lancaster e Oliveira et
al. 2000), e Cristalino (500 Mt @ 1.0 wt.% Cu e 0.3 g/t Au; Huhn et al. 1999).
Até o presente momento, não há um modelo genético único que consiga explicar a
diversidade de atributos desta classe de depósitos, o que resultou numa divisão de tipos de
depósitos IOCGs em: magmático, magmático-hidrotermal (híbrido) e os hidrotermais (Hunt et
al., 2007, Groves et al., 2004). No entanto, existe um consenso comum entre os pesquisadores
(Williams et al., 2005; Barton e Johnson 2004; Hitzman et al., 1992; Hitzman et al., 2000;
Grainger et al., 2008) em relação as muitas características compartilhadas entre estes
depósitos, tais como: (a) extenso metassomatismo alcalino; (b) proeminente controle
estrutural; (c) estágios iniciais de alteração hidrotermal em níveis profundos que incluem
alteração sódica e sódico-cálcica que variavelmente podem desenvolver mineralização Cu-
Au; (d) intenso metassomatismo local rico em ferro; (e) alteração potássica e/ou clorítica
comumente associadas à mineralização Cu-Au em níveis intermediários a rasos; (f)
enriquecimento em ETRs, Co, Ni, Pd ± U e P e (g) envolvimento de diferentes fontes de
fluidos com componentes de enxofre e metais externamente derivados (Xavier et al., 2008,
Monteiro et al., 2014).
17
Por muito tempo acreditou-se que os depósitos IOCG da Província Carajás eram
restritos ao Domínio Carajás, entretanto, com o avanço da exploração mineral novos
depósitos desta classe vem sendo descobertos na porção sul da Província Carajás, a exemplo
do depósito Pantera. O depósito IOCG Pantera localiza-se no Domínio Rio Maria, próximo ao
limite com o Domínio Carajás na região de Ourilândia do Norte, e representa a primeira
ocorrência de depósitos da classe IOCG em rochas do Domínio Rio Maria. Similar a outros
depósitos IOCG do Cinturão sul do cobre, porção sul do Domínio Carajás, o depósito Pantera
também se encontra condicionado a estruturas subsidiárias à zona de cisalhamento regional
WNW-ESE Canaã.
O depósito Pantera apresenta potêncial ecônomico com resultados de sondagem em 28
metros @ 2,58% de cobre a partir de 81 metros, incluindo 10,05 metros @ 3,75% de cobre,
com mineralização predominante em calcopirita em zonas tabulares de minério hospedados
por uma zona de cisalhamento íngreme. Inicialmente pertecente à mineradora Vale S.A, o
depósito Pantera foi vendido recentemente à empresa de mineração Avanco (Oz Minerals) e
se encontra em fase inicial de exploração (ADIMB, 2018).
Estudos de caracterização de zonas de alteração hidrotermal, mineralização e tipo de
deformação responsáveis pela formação do depósito Pantera, inéditos até então, deverão
ascrescentar informações importantes no entendimento e na consolidação de premissas que
caracterizam esta classe depósitos. Assim sendo, este trabalho rúne resultados de estudos
petrográficos, geocronológicos e de isótopos de enxofre que visam o entendimento e a
reconstituição da evolução paragenética e temporal do depósito Pantera, com implicações
para a ampliação de novas áreas de exploração para esta classe de depósitos no domínio Rio
Maria e a sua correlação com depósitos análogos do setor sul do domínio Carajás.
18
2. OBJETIVOS
Este trabalho objetivou o estudo detalhado das rochas hospedeiras e zonas de alteração
hidrotermal e mineralização do depósito Pantera com o intuito de reconstituir o processo
metalogenético evolutivo de formação do mesmo. Como objetivos específicos, têm-se:
(i) Reconhecimento do modo de ocorrência dos litotipos hospedeiros, sua distribuição
espacial, relações de contato, idades geocronológicas e características
petrográficas;
(ii) Caracterização dos tipos, estilos e padrões de alteração hidrotermal e
mineralização e;
(iii) Determinação da(s) fonte(s) de enxofre;
(iv) Compreensão da evolução paragenética e temporal do sistema hidrotermal.
19
3. CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL
A Província Carajás, situada na porção sudeste do Cráton Amazônico e do Estado do
Pará, constitui uma das maiores e mais bem preservadas áreas cratônicas arqueanas do
mundo, e representa hoje a principal província mineral do país (Vasquez et al., 2008).
Dividida em dois blocos tectônicos considerados distintos, e que apresentam significativas
diferenças: o domínio Rio Maria localizado ao sul, e o domínio Carajás ao norte da província
(Santos, 2003).
O domínio Rio Maria é caracterizado por crosta juvenil mesoarqueana com
predominância de faixas greenstone belts do Supergrupo Andorinhas (3,0 e 2,9 Ga),
granitoides do tipo TTG, granitoides cálcico-alcalinos de alto-K e associações sanukitoides,
colocados entre 2,98 e 2,86 Ga (Dall’Agnol et al. 2006; Oliveira et al. 2009, 2010; Almeida et
al., 2011; Santos e Oliveira 2016; Silva et al., 2018).
Diferentemente, o domínio Carajás possui crosta continental predominantemente
neoarqueana, caracterizada por sequências metavulcano-sedimentares do Grupo Rio Novo
(Hirata et al. 1991) e do Supergrupo Itacaiúnas com idades de 2,76-2,74 Ga (Wirth et al.,
1986; DOCEGEO, 1988; Machado et al., 1991) formadas sobre um embasamento
mesoarqueano.
O Grupo Rio Novo compreende sequencias metavulcano-sedimentares formadas por
matamafitos, metaultramafitos, quartzitos, formações ferríferas bandadas, xistos micáceos e
metapelitos manganesiferos, grafitosos e ferruginosos, aflorantes na região de Serra pelada
(Hirata et al., 1982; Araújo e Maia, 1991).
O Supergrupo Itacaiúnas compreende sequências metavulcano-sedimentares formada
pelos grupos Igarapé Bahia, Grão Pará, Igarapé Pojuca e Salobo (DOCEGEO 1988) cortados
por rochas máficas do Complexo máfico-ultramáfico Luanga (Jorge João et al., 1982; Suita,
1988; Ferreira Filho et al., 2007) e por granitos neoarqueanos e paleoproterozoicos, também
recobertos por rochas sedimentares da Formação Águas Claras (Nogueira et al., 1995).
O embasamento mesoarqueno que suporta as sequências metavulcano-sedimentares
compreende rochas gnáissicas de composição tonalíticas a trondhjemíticas, granulitos,
migmatitos e anfibolitos atribuídos ao complexo Xingu, e também por ortogranulitos máficos
a félsicos do complexo Pium. Dados geocronológicos apontam que ambos os eventos
deformacionais que afetaram as rochas do complexo Xingu e Pium foram contemporâneos em
2,85 Ga (Araújo e Maia, 1991; Machado et al., 1991; Pidgeon et al., 2000).
20
Uma quantidade volumosa de granitoides é exposta no domínio Carajás e foram
colocados em ambiente sin-tectônico e pós-tectônico. Os granitoides sin-tectônicos são
representados pelos granitos Estrela (2763 ±7Ma, Barros et. al., 2001), Planalto (2747 ±2Ma,
Huhn et al. 1999), Serra do Rabo (2743 ±2Ma, Sardinha et al., 2001) e Plaquê (2736 ±24Ma;
Avelar et al., 1999) em adição, ao granito Geladinho (2688 ±11Ma, Barbosa et al., 2001) que
representa uma segunda geração de granitos sin-tectônicos mais jovens. Os granitoides
possuem composição monzongranítica e cálcio-alcalina dominante, com formas alongadas e
concordantes com a estruturação regional de direção WNW–ESE. São intrusivos nas rochas
dos grupos Salobo, Pojuca e Grão-Pará das sequências metavulcano-sedimentares do
supergrupo Iatacaiúnas, podendo representar granitos de arco magmático com intenso
retrabalhamento crustal ou mesmo granitos tipo sin-colisionais (Barros et al., 2001). Os
granitoides pós-tectônicos são representados pelos granitos Salobo Velho (2573 ±2Ma,
Machado et al., 1991) e Salobo Novo (1880 Ma, Cordani, 1984) intrusivos no Grupo Igarapé
Salabo. O Granito Velho Salobo possui assinatura moderadamente alcalina e representa a
granitogênese mais jovem do arqueano em toda a província. O granito Salobo Novo também
possui assinatura alcalina intracontinental e é correlato ao granito Serra dos Carajás.
Uma importante granitogênese paleoproterozoica é reconhecida em ambos os
domínios Rio Maria e Carajás, que gerou diversos plútons de granitos anarogênicos do tipo
rapakivi, com composições que variam de sienogranítica, monzogranítica e ortoclásio-
granítica (Dall’Agnol et al., 1999). Os corpos granitoides mais conhecidos no Domínio Rio
Maria são os granitos Jamon (1885 ±32Ma; Avelar et al., 1999), Musa (1885 ±5Ma; Machado
et al.,1991), Antônio Vicente (1867 ±5Ma; Avelar et al., 1996), Seringa (1892 ±30Ma; Avelar
et al., 1996) e Velho Guilherme (1873 ±13Ma; Rodrigues et al., 1992). No domínio Carajás os
granitoides anarogênicos mais estudados deste evento correspondem Cigano (1883 ±2Ma;
Machado et al., 1991), Pojuca (1874 ±2Ma; Machado et al., 1991) e Serra dos Carajás (1880
±2Ma; Machado et al., 1991).
21
Figura 1: Mapa da Província Carajás mostrando os principais litotipos, com importantes depósitos
IOCG do domínio Carajás e a localização do depósito IOCG Pantera no domínio Rio Maria (Vasquez
et al., 2008).
22
4. DEPÓSITOS IOCG DO CINTURÃO SUL DO COBRE DA PROVÍCIA CARAJÁS
O termo IOCG (iron oxide coper-gold) foi introduzido pela primeira vez por Hitzman
et al. (1992) para definir uma classe de depósitos com diferentes características em relação a
outros depósitos do mundo ricos em ferro, a exemplos os depósitos de Olimpic Dam,
Werneck Moutain Breccias, Kiruna dentre outros. Este termo vem sendo aplicado em geral a
depósitos com grande diversidade em idades, assinatura geoquímica, paragênese hidrotermal,
rochas hospedeiras e ambientes geotectônicos (Williams et al., 2005).
Os principais atributos geológicos desta classe de depósitos apresentadas por diversos
autores (Hitzman et al.1,992; Hitzman et al.,2000; Huhn e Nascimento, 1997a; Williams et
al., 2005; Groves et al., 2010) reúnem: (i) presença de Cu com ou sem Au, como metais
econômicos; (ii) abundante concentração de magnetita e/ou hematita com baixo Ti; (iii)
enriquecimento em óxido de ferro, Cu, Au, ETRL, P, Ni, Co, e, em alguns casos, Ag, Mo, U,
Th, Y, Pd, Zn, Te e Sn; (iv) ausência de clara associação espacial com intrusões, ao contrário
dos depósitos pórfiros e skans que apresentam associação genética e espacial direta; (iv)
metassomatismo alcalino (sódico e sódico-cálcico) pervasivo e extensivo, que tende a se
desenvolver em níveis crustais profundos e distais a zonas mineralizadas, precedendo zonas
de alteração potássica; (v) alteração potássica com biotita e feldspato potássico associada com
as zonas mineralizadas; (vi) cloritização, alteração cálcica tardia ou hidrolítica em condições
rúpteis em níveis crustais rasos e coevas com a precipitação do minério.
O Cinturão Sul do Cobre corresponde a uma zona de deformação de orientação
aproximada WNW-ESE com cerca de 130 km de extensão, que compreende o contato entre as
sequências metavulcano-sedimentes da Bacia Carajás com as rochas do embasamento
mesoarqueano, na porção sul do domínio Carajás. O cinturão Sul do Cobre hospeda os
depósitos IOCG de classe mundial Sossego, Cristalino e Alvo 118 e depósitos menores, como
Bacaba, Castanha, Bacuri, Visconde, e Jatobá.
As rochas hospedeiras dos depósitos do Cinturão Sul do Cobre variam entre rochas
metavulcânicas félsicas, intermediárias a máficas, quartzo-feldspato pórfiros, granitos,
grabros, formações ferríferas bandadas, tonalitos, dioritos e diques de variadas composições.
As zonas de alteração hidrotermal caracterizadas nos depósitos do Cinturão Sul do
Cobre evidenciam uma evolução paragenética e metalogenética análogas, formadas em níveis
crustais que variam de profundos a rasos. Zonas de alteração sódica, sódico-cálcica, potássica,
clorítica e sericítica reconhecidas nos depósitos Sossego (Monteiro et al., 2008), Cristalino
(Huhn et al., 1999b), Castanha (Pestilho, 2011), Visconde (Craveiro et al., 2012) e Bacaba
23
(Augusto et al., 2008) são semelhantes aos padrões de zoneamento hidrotermal reconhecidos
em outros sistemas IOCG do mundo, formado em níveis crustais profundos a intermediários
(Hitzman 2000; Williams et al., 2005). Zonas de alteração potássica, clorítica e hidrolítica são
importantes, e em geral apresentam-se associadas à mineralização cuprífera no corpo de
minério Sossego (Monteiro et al., 2008), depósito Bacuri (Melo et al., 2014) e no depósito
Alvo 118 (Torresi et al., 2012), o que pode indicar que a formação destes depósitos tenham
ocorrido em níveis crustais mais rasos.
Um dos estilos mais recorrentes de mineralização associada a estes depósitos
compreendem brechas hidrotermais com matriz dominada por calcopirita que em geral é o
principal mineral de minério, associada à magnetita, pirita, siegenita, millerita, vaesita,
bornita, calcocita, ouro, Pd-melonita entre outros. Associados aos sulfetos comumente
ocorrem apatita, allanita, epidoto, quartzo, carbonato, actinolita, clorita, albita, turmalina,
biotita e K-feldspato. Outros estilos de mineralização normalmente reconhecidos constituem
veios, vênulas, stockworcks e disseminações nas rochas hospedeiras, constituídos por
calcopirita, pirita, magnetita, pirrotita, pentlandita, molibdenita, marcassita, bravoita,
cobaltita, millerita, vaesita e ouro, com quantidades subordinadas de hematita, bornita,
covellita, calcocita, molibdenita e esfalerita descritos nos depósitos Cristalino, Alvo 118,
Castanha, Bacuri e Visconde.
Os depósitos IOCG do Cinturão Sul do Cobre mostram enriquecimento de minério em
Co-Ni-Pd-Cu-Fe-Ni-Te-Ag-U-Sn-Mo-Nb-Tb-Y-Zn-Se-Au, além de significativos conteúdos
de ETRs, P, Th, Fe e Cl, presentes em minerais de ganga associados à assembleia de minério
tais como allanita, apatita, monazita, actinolita e cheralita (Augusto et al., 2008; Monteiro et
al., 2008). O depósito Alvo 118 difere de outros depósitos, a exemplo do depósito Sossego,
pela ausência de fases minerais com Co-Ni-Pd e presença de F e ETRP (Bortholoto, 2007;
Xavier et al., 2008).
Valores de δ34
S foram obtidos para sulfetos, em especial para calcopirita, em muitos
depósitos do Cinturão sul do cobre, e variaram de δ34
S cpy = 4,9 ±2,4‰ para o depósito
Sossego e de δ34
S cpy= 5,1 a 6,3‰ para o depósito Alvo 118, conferindo valores maiores do
que o esperado para fontes magmáticas (δ34
S = 0 ±1‰, Eldridge et al. 1991). Nesse sentido
fontes de enxofre de origem em reservatórios superficiais com sulfato ou lixiviação de
enxofre das rochas hospedeiras foram sugeridas (Monteiro et al., 2008; Torresi et al., 2012).
Valores de δ34
S entre 1,8 a 3,0‰ obtidos por Pestilho (2011) para o depósito Castanha, e os
valores de δ34
S entre 0,6 a 1,5‰ para depósito Cristalino obtidos por Ribeiro (2008)
24
resultaram em valores próximos aos esperados para enxofre magmático ou de origem
mantélica.
25
5. MATERIAS E MÉTODOS
5.1 Petrografia e Microscopia Eletrônica de Varredura (MEV)
Os estudos petrográficos foram realizados no IG-UNICAMP em microscópio de luz
transmitida e refletida em 23 lâminas delgadas-polidas (Tabela. 1) confeccionadas a partir da
coleta das amostras de três testemunhos descritos: PKC-Pant-DH001, PKC-PANT-DH003 e
PKC-PANT-DH007, com o testemunho PKC-PANT-DH001 mais representativo. Os estudos
petrográficos objetivaram a caracterização detalhada das rochas hospedeiras, os tipos e estilos
de alteração hidrotermal e das relações texturais entre os minerais de minério e de ganga das
diferentes zonas de alteração hidrotermal, a fim de reconstituir a evolução e o zoneamento
espacial e temporal do sistema hidrotermal IOCG Pantera. Os estudos petrográficos também
auxiliaram no reconhecimento das diferentes fases de deformação, relacionadas às diferentes
microestruturas de deformação e zonas de alteração hidrotermal.
Análises de Microscopia Eletrônica de Varredura (MEV) acopladas a EDS (Energy
Dispersive X-Ray Spectrometer) também foram realizadas no Instituto de Geociências IG-
UNICAMP, e visaram à identificação de fases minerais não reconhecidas ao microscópio
óptico como fases minerais acessórias, inclusões minerais ou mesmo elementos traços em
minerais de minério ou eventuais texturas de substituição.
26
Tabela 1: Relação de lâminas estudadas dos testemunhos PKC-PANT-DH001, PKC-PANT-DH003 e
PKC-PANT-DH007 do depósito Pantera e suas feições.
5.2 Geocronologia da rocha hospedeira e preparação mineral
Os processos de separação de zircão dos granitoides foi realizado nos laboratórios de
Preparação de Amostras e de Concentração de Minerais do Instituto de Geociências (IG) da
UNICAMP. As amostras passaram primeiramente por processos de britagem, moagem e
bateia manual para a concentração gravimétrica dos grãos pesados com posterior separação
magnética com imã, separação magnética através do separador isodinâmico Frantz e
separação manual dos grãos em lupa binocular. Em seguida foram montados em resina epóxi,
lixados e polidos para análise.
Foram realizadas datações com intuito de obter a idade de cristalização de dois
litotipos granitoides hospedeiros do depósito Pantera: granodiorito (amostra Pt07-147m) e
quartzo diorito porfirítico (amostra Pt01-106 m). As idades foram obtidas a partir de método
U-Pb em zircão por LA-SF-ICP-MS, no Laboratório de Geologia Isotópica d IGe/Unicamp
por espectrômetro de massa Thermo Element-XR com laser acoplado Excite 193 com spot 25
27
µm de diâmetro, utilizando material de referência 91500 e Peixe como material de referência
secundário. Para a redução dos dados foi utilizado o software Iolite 2.5 para correção de Pb
comum e obtenção das idades a partir de concórdias. O cálculo das idades foi realizado
posteriormente no Isoplot 3.0 (Ludwig, 2003), e os erros para as razões isotópicas são
apresentados em 2σ.
5.3 Isótopos de enxofre e Preparação Mineral
Os sulfetos das diferentes zonas mineralizadas e da alteração tardia do depósito
Pantera, foram preparados nos laboratórios de Amostras e de Concentração de Minerais do
IG/UNICAMP, iniciando o processo de separação manual, com o auxílio do martelo e
microretífica para a concentração da calcopirita e pirita. Posteriormente a esta etapa, as
amostras separadas foram cominuídas no almofariz de ágata e em seguida passaram por
catação em lupa binocular, separando os sulfetos de cobre de outros minerais associados ou
inclusos para que otivessemos o maior grau de pureza possível, em seguida os sulfetos de
cobre foram pesados em balança de precisão com alíquota superior a 0,10 miligramas.
Valores de isótopos estáveis de enxofre δ34
S‰ obtidos a partir do minério de cobre do
depósito Pantera foram adquiridas a partir de 7 amostras de calcopirita e 1 de pirita,
totalizando em 8 amostras analisadas no Laboratório de Isótopos Estáveis (LAIS) do Instituto
de Geociênicas da Universidade de Brasília.
A análise isotópica de enxofre foi feita a partir da produção de SO2 através da combustão
dos sulfetos em cápsulas de estanho a 1080 ⁰C com excesso de oxigênio. A separação de SO2
foi feita em cromatógrafo de gás. Os valores de δ34
S tem erro associado de 0,2‰ e foram
referidos ao padrão CDT (Canion Diablo Troillite).
28
6. SÍNTESE DOS RESULTADOS
Os resultados deste trabalho estão apresentados na forma de artigo (em Anexo) a ser
submetido a periódico indexado. Tais resultados incluem caracterização das rochas
hospedeiras, das zonas de alteração hidrotermal e mineralização, além de estudos
geocronológicos U-Pb em zircão e isótopos de enxofre (34
S). Os resultados são apresentados
de maneira sucinta nesta sessão.
O depósito IOCG Pantera é hospedado predominantemente por um corpo intrusivo de
composição granodiorítica que ocorre em meio às rochas da suíte sanukitoide Rio Maria, no
limite de transição entre domínio Rio Maria com o domínio Carajás, na região de Ourilândia
do Norte. O granodiorito é a principal rocha hospedeira do depósito e o único litotipo que
hospeda da mineralização IOCG. Outros litotipos reconhecidos no depósito compreendem
diques de quartzo diorito porfirítico, quartzo-feldspato pórfiro e diabásio, intrusivos no
granodiorito e que são afetados por variáveis intensidades de alteração hidrotermal. Similar a
outros depósitos IOCGs do setor sul do Domínio Carajás, o depósito Pantera também se
encontra condicionado à estruturas subsidiária (ENE-WSW) à zona de cisalhamento regional
dúctil Canaã (WNW-ESSE).
Os estudos dos testemunhos de sondagem e de petrografia, auxiliaram na
reconstituição do zoneamento espacial e temporal das alterações hidrotermais. As zonas de
mais alta deformação reconhecidas nas rochas hospedeiras apresentam-se intimamente
relacionadas às zonas de alteração hidrotermal mais intensas, sugerindo forte controle
estrutural no depósito. Para a caracterização e sequenciamento das zonas de alteração
hidrotermal no depósito Pantera, utilizou-se as relações de contato, de substituição, texturais e
estruturais entre associações hidrotermais das diferentes zonas de alteração hidrotermal de
regiões mais distais à mais proximais ao minério.
A sequência de alteração hidrotermal incluem zonas de alterações sódico-cálcica
constituídas por actinolita e albita, que afeta todas as rochas hospedeiras do depósito. Esta
alteração é melhor observada em regiões menos deformadas do depósito com intensidade
moderada, onde a textura e a associação mineral primária das rochas hospedeiras
permaneceram parcialmente preservadas. A alteração sódico-cálcica é seguida por alteração
cálcica, caracterizada por um aumento substancial na abundância de actinolita, e ocorre a
partir de fronts de substituição e também definindo planos de foliação, adicionalmente
ocorrem veios de apatita e actinolita. Zonas com alteração cálcica gradam para zonas com
alteração férrico-cálcica representada por um intenso metassomatismo férrico, que constituem
29
corpos maciços de magnetita com actinolita de granulação grossa. O sistema hidrotermal
evidência diminuição de temperatura de acordo com as alterações hidrotermais mais tardias
reconhecidas no depósito, tais como alteração potássica e silicificação, mineralização IOCG e
alteração clorítica. A alteração potássica compõe uma assembleia hidrotermal formada por
biotita, hastingsita feldspato potássico subordinado e silicificação que corta as regiões
previamente alteradas do depósito, e com forte controle estrutural. Veios tardios com
predominância de quartzo e feldspato potássico cortam as zonas de alteração prévias.
A mineralização IOCG no depósito Pantera apresenta estilos de que variam entre veios
e vênulas fracamente mineralizados, disseminações controladas pela foliação e brechas
hidrotermais que hospedam a grande parte da mineralização do depósito. A mineralização é
comumente associada a zonas com alteração potássica e silicificação sendo representada pela
a associação de magnetita com pirita e calcopirita, e com concentrações subordinadas de
pirita, bornita, pentlandita, hessita, siegenita, millerita, digenita, prata e ouro. Também correm
juntos aos sulfetos minerais como apatita, albita, actinolita, biotita, K-feldspato, hastingsita,
allanita, epidoto, escapolita, clorita e quartzo. Infere-se a partir de similaridades entre o
depósito Pantera e o depósito Sossego (Monteiro et al., 2008) que o minério do depósito
Pantera tenha precipitado sob condições moderadas de fO2 e pH levemente ácido a neutro à
temperaturas em torno de 300 ºC. Zonas de alteração clorítica são inexpressivas e ocorre de
forma muito restrita, com actinolita e biotita substituídas por clorita em regiões distais ao
minério, tornando-se mais evidente em zonas mineralizadas substituindo biotita através de
seus planos de clivagem.
Idades de 2909 ±15Ma (U-Pb LA-ICP-MS em zircão; MSWD = 1.2) e de 2900
±10Ma (U-Pb LA-ICP-MS em zircão; MSWD = 1.6), foram obtidas para granodiorito e o
quartzo diorito respectivamente, e interpretadas como idades de cristalização dessas rochas.
Neste estudo o granodiorito hospedeiro é tentativamente correlacionado a um grupo de rochas
de afinidade sanukitoide (e.g., suíte sanukitoide Rio Maria) e o quartzo diorito como
cogenético ao granodiorito, representando um termo intermediário subordinado desta série
sanukitoide.
Com intuito de avaliar as possíveis fontes de enxofre do depósito Pantera, foram
realizadas análises de isótopos de enxofre para o minério e dos veios tardios, em calcopirita e
pirita (δ34
S = 4,22-5,07‰), o que resultou em valores de (δ34
S) mais pesados do que o
esperado para fontes mantélicas (δ34
S= 0±1‰; Eldridge et al., 1991). As opções interpretadas
para as possíveis fontes de enxofre foram: sulfato reduzido inorganicamente a partir da
30
evaporação da água do mar no arqueano (salmouras evaporativas) e/ou enxofre proveniente da
lixiviação das rochas ígneas a partir da interação do fluido hidrotermal com rochas
encaixantes (e.g., granitoides hospedeiros), ou mesmo derivado de fontes magmáticas, mas
com contribuição variável de fluidos superficiais oxidados.
31
7. CONSIDERAÇÕES FINAIS
O depósito Pantera localiza-se no extremo norte do domínio Rio Maria é hospedado
predominantemente por um corpo intrusivo de composição granodiorítica que forneceu idade
de ca. 2,90 Ga (U-Pb LA-ICP-MS em zircão) que é cortado por diques de quartzo diorito
porfirítico de idade similar, quartzo-feldspato pórfiro e diabásio. O depósito compartilha
similaridades com outros depósitos IOCG do mundo (Hiztman et. al., 1992, 200; Barton et.
al., 2004; Willians et al., 2005) tais como: (a) estágios iniciais de alteração hidrotermal Na(Ca)
em níveis profundos controlados por estruturas dúcteis; (b) alteração potássica e/ou clorítica
comumente associadas a mineralização Cu-Au; (c) minério de cobre associado com
magnetita; (d) enriquecimento em ETRs, Co, Ni, Ag, Fe, As, Mo e U e (e) intenso
metassomatismo local rico em ferro.
Zonas de cisalhamentos regionais e suas subsidiárias possuíram papel fundamental na
formação do depósito Pantera que apresenta nítido controle estrutural. A zona de
cisalhamento direção ENE-WSW subsidiária à zona de cisalhamento regional Canaã
possibilitou a circulação de fluidos provavelmente hipersalinos e quentes responsáveis pela
formação do depósito Pantera, à exemplos de outros depósitos IOCG na província Carajás e
no mundo.
Com base em estudos petrográficos, geocronológicos e da localização da área de
ocorrência dos granitoides hospedeiros do depósito Pantera, sugere-se que essas rochas
possam representar um grupo de rochas de possível afinidade também sanukitoide, assim
como as rochas da suíte sanukitoide Rio Maria (2, 88 – 2, 87 Ga), porém mais antigas dos que
os já estudados no Domínio Rio Maria. A geração dos granitoides hospedeiros do depósito
Pantera pode ter sido contemporânea ao primeiro episódio de acresção crustal (3,05 – 2,90
Ga) registrado na província Carajás, que compreende a formação das faixas greenstone belts
mais antigas e ao magmatismo TTG sintectônico (Macambira e Lancelot 1991; Souza et al.,
2001; Rolando e Macambira).
Os valores de isótopos de enxofre obtidos para os sulfetos das zonas de minério (δ34
S
= 4,22 a 5,07‰) e para a alteração tardia (4,67 a 4,79‰) do depósito Pantera permitiu
correlacionar a origem do enxofre a fluidos evaporativos residuais, com possível contribuição
de enxofre magmático ou lixiviado de rochas ígneas a partir de mecanismos de interação
fluido-rocha.
32
8. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
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37
Anexo:
Artigo:
Caracterização Geológica e Metalogenética do depósito IOCG
Pantera, domínio Rio Maria, Carajás-PA.
Ananda Melo Lopes et al.
38
ANEXO
Caracterização Geológica e Metalogenética do depósito IOCG
Pantera, domínio Rio Maria, Carajás-PA
ANANDA M. LOPES¹; CAROLINA. N. MORETO²; ROBERTO P. XAVIER3; GUSTAVO H. C.
DE MELO4
1Instituto de Geociências, Universidade Estadual de Campinas (UNICAMP), R. João Pandiá
Calógeras, 51, 13083-870 Campinas (SP), Brazil
Resumo
A Província Carajás localizada na porção sudeste do Cráton Amazônico e do Estado do Pará,
representa hoje uma das províncias mais importantes do mundo e destaca-se por apresentar a maior
quantidade conhecida de depósitos de óxidos de ferro-cobre-ouro (IOCG) de alta tonelagem (e.g.,
Sossego, Salobo, Igarapé Bahia/Alemão, Cristalino, Alvo 118, Igarapé Cinzento/Alvo GT46). O
depósito Pantera é hospedado por rocha de composição granodiorítica (2909 ±15M; U-Pb LA-ICP-MS
em zircão) e por diferentes tipos de diques que compreendem quartzo diorito porfirítico (2900 ±10Ma,
U-Pb LA-ICP-MS em zircão), quartzo-feldspato pórfiro e diábasio, e representa a primeira ocorrência
de depósitos da classe IOCG no domínio Rio Maria. O granodiorito hospedeiro apresenta evidências
de deformação heterogênea referentes às distintas zonas milonitizadas que se apresentam intimamente
relacionadas ao melhor desenvolvimento das zonas de alteração hidrotermal. A partir da descrição de
testemunhos de sondagem e de estudos petrográficos detalhados, foi possível reconstituir o
zoneamento espacial das alterações hidrotermais que apresentam padrão vertical a sub-vertical, e com
distribuição fortemente controlada por zonas de cisalhamento. A sequência de alteração hidrotermal
em direção às zonas proximais ao minério incluem zonas de alteração sódico-cálcica com actinolita e
albita, seguida por alteração cálcica caracterizada por aumento substancial na abundância de actinolita,
que gradam para zonas de alteração férrico-cálcica com magnetita e actinolita. A partir disto, o sistema
hidrotermal evidência diminuição de temperatura de acordo com as últimas alterações hidrotermais
reconhecidas no depósito representadas por alteração potássica constituída por biotita, hastingsita e
feldspato potássico subordinados, acompanhada por silificicação, mineralização cuprífera e zonas de
alteração clorítica. A mineralização IOCG no depósito Pantera está essencialmente associada ao
estágio de alteração potássica e apresenta estilos de mineralização que variam entre veios, vênulas,
brechas hidrotermais e disseminações na foliação milonítica que hospedam uma associação de minério
constituída principalmente por magnetita, pirita e calcopirita, que é o principal mineral de minério.
Infere-se para o estágio de precipitação do minério condições moderadas de fO2 e pH levemente ácido
a neutro em temperaturas em torno de 300 ºC. A alteração tardia venular com predominância de
quartzo, feldspato potássico pode indicar a circulação de fluidos hidrotermais ainda posteriores ao
39
evento hidrotermal principal, sugerindo a existência de um segundo sistema hidrotermal de menor
intensidade sobreposto, formado em regime rúptil de deformação. Composições isotópicas de enxofre
obtidas em sulfetos (calcopirita e pirita) das zonas de minério (δ34
S = 4,22 a 5,07‰) e da alteração
tardia (δ34
S = 4,67 a 4,79‰) possibilitaram a correlação da origem do enxofre com fluidos
evaporativos residuais, com possível contribuição de enxofre magmático ou lixiviado de rochas ígneas
a partir de mecanismos de interação fluido-rocha.
Palavras chaves: Depósitos de oxido de Fe-Cu-Au, Metalogenia, Crátons Amazônia
40
1. Introdução
A Província Carajás (Fig. 1), localizada na porção sudeste do Cráton Amazônico e do
Estado do Pará, corresponde a um núcleo crustal mesoarqueano estabilizado durante o
Neorqueano, sendo hoje considerada uma das províncias mais importantes do planeta
(Teixeira et al. 1989, Tassinari 1996, Tassinari & Macambira 1999, 2004). A província é
dividida em dois domínios tectônicos denominados de domínio Rio Maria localizado ao sul, e
o domínio Carajás ao norte (Santos, 2003; Vasquez et al., 2008).
O domínio Rio Maria corresponde a um terreno do tipo granito-greenstone e hospeda
depósitos de ouro orogênico (Groves et al. 1998; Goldfarb et al. 2001) além da principal
reserva de tungstênio da Amazônia (Cordeiro et al. 1988). O domínio Carajás compreende
sequências metavulcano-sedimentares depositadas sob um substrato predominantemente
mesoarqueano e detém uma grande diversidade de diferentes tipos de depósitos, que inclui
reservas gigantes de ferro de alto teor (Lobato et al. 2005; Dardenne e Schobbenhaus, 2001),
Cu-Au polimetálicos (Tallarico et al, 2004; Xavier et al., 2005) , ouro- EGP (Meireles &
Silva 1988; Tallarico et al. 2000), cromo-níquel-EGP (Suita, 1988; Diella et al., 1995),
manganês (Dardenne & Schobbenhaus, 2001), ouro laterítico (Zang e Fyfe 1993, Angélica
1996), níquel laterítico (Klein & Carvalho 2008) e bauxita (Kotschoubey e Lemos, 1985). O
Domínio Carajás contém a maior quantidade conhecida de depósitos de óxido de ferro-cobre-
ouro (iron oxide-copper-gold – IOCG) do mundo, sendo a única que reúne depósitos desta
classe de idades arqueanas de alta tonelagem, exemplo dos depósitos: Igarapé Bahia/Alemão
(219 Mt @ 1.4 wt.% Cu e 0.86 g/t Au; Tallarico et al. 2005), Sossego (355 Mt @ 1.1 wt.%
Cu e 0.28 g/t Au; Lancaster e Oliveira et al. 2000), Salobo 1.112 Bt @ 0.69 wt.% Cu e 0.43
g/t Au; VALE, 2012) e Cristalino (500 Mt @ 1.0 wt.% Cu e 0.3 g/t Au; Huhn et al. 1999).
Além dos depósitos IOCG de alta tonelagem, o domínio Carajás hospeda também
inúmeros depósitos IOCG de baixa tonelagem (< 100 Mt) localizados ao longo ou próximos
a dois grandes conjuntos de sistemas de falhas: o sistema transcorrente Cinzento de direção E-
W localizado ao norte do domínio, e a zona de cisalhamento sinistral Canaã de direção
WNW-ESSE ao sul (Pinheiro e Holdsworth, 2000; Pinheiro, 2013). A zona de cisalhamento
Canaã é definida como um importante corredor estrutural de aproximadamente 130 km de
extensão no denominado de Cinturão Sul do Cobre (Moreto et al., 2015a,b), situado no
contato sul entre a sequencia metavulcano-sedimentar (Supergrupo Itacaíunas) e o
embasamento. O Cinturão Sul do Cobre aloja depósitos IOCG de classe mundial como o
depósito Sossego (Monteiro et al., 2008; Moreto et al., 2015a), Alvo 118 (Torresi et al., 2012)
41
e Cristalinos (Huhn et al., 1999) assim como, diversos outros depósitos satélites como Bacaba
(Augusto et al., 2008; Moreto et al., 2011), Castanha (Pestilho et al., 2011), Visconde (Silva
et al., 2014), Bacuri (Melo et al., 2014) e Jatobá (Craveiro et al., 2012).
Embora depósitos com características relacionadas à classe IOCG tenham ampla
distribuição no espaço e no tempo, e corra em todo os continentes (Williams et al., 2005) sua
gênese ainda permanece controversa e em debate por muitos pesquisadores, uma vez que,
esses depósitos podem ocorrer em mais de um tipo de ambiente tectônico. Adicionalmente,
estudos de isótopos estáveis e radiogênicos apontam diferentes fontes para fluidos e minério
em diferentes sistemas. Ainda hoje, não há um modelo genético único que consiga explicar a
diversidade de atributos desta classe de depósitos, o que resultou numa divisão de tipos de
depósitos IOCGs em magmático, magmático-hidrotermal (híbrido) e não-magmático (Hunt et
al., 2007).
O depósito IOCG Pantera localiza-se na região de Ourilândia do Norte no Domínio
Rio Maria, próximo ao limite com o Domínio Carajás. Similar a outros depósitos IOCG do
setor sul do Domínio Carajás, o depósito Pantera também se encontra condicionado às
estruturas da zona de cisalhamento regional WNW-ESE Canaã (Figura 1). No entanto,
diferentemente de seus análogos, representa a primeira ocorrência registrada desta classe de
depósitos em rochas do Domínio Rio Maria, o que pode vir a ampliar as opções de exploração
para esta classe de depósitos na província.
Este trabalho reúne estudos petrográficos, geocronológicos e dados de isótopos de
enxofre (34
S) para o deposito Pantera, visando contribuir no entendimento da evolução
metalogenética e de possíveis fontes para componentes formadores de minério na Província
Carajás. Este estudo também poderá fornecer subsídios para a prospecção de depósitos
cupríferos no domínio Rio Maria assim como, estabelecer correlações com sistemas análogos
do setor sul do domínio Carajás.
42
2. Contexto Geológico Regional
2.1 Província Carajás
A Província Carajás, situada na porção sudeste do Estado do Pará, corresponde ao
núcleo crustal mais antigo e mais bem preservado do Cráton Amazônico (Vasquez et. al.,
2008). Hoje representa a principal província mineral do país e uma das mais importantes do
mundo, e tem como características principais idades dominantemente Arqueanas e
estruturação disposta segundo a direção WNW-ESE (Santos, 2003).
A província Carajás (Figura 1) é dividida em dois blocos tectônicos considerados
distintos e limitados por uma descontinuidade crustal regional de direção E-W: o domínio Rio
Maria localizado ao sul e o domínio Carajás ao norte da província (Vasquez et al. 2008). O
domínio Rio Maria é caracterizado por crosta juvenil mesoarqueana (3,0 a 2,86 Ga) com
predominância de faixas greenstone belts, granitos e granitoides do tipo TTG e associações
sanukitoides (Dall’Agnol et al. 2006, Oliveira et al. 2009, 2010, Almeida et al. 2011).
Diferentemente, o domínio Carajás (Fig. 1) possui crosta continental predominantemente
Neoarqueana (2,76-2,73 Ga), caracterizada por sequências metavulcano-sedimentares
(Supergrupo Itacaiúnas) formadas sobre um substrato mesoarqueano, e cortada por
granitoides gerados em 2,7 Ga, 2,5 Ga e 1,88 Ga Ga (Vasquez et al. 2008).
Por existir importantes diferenças entre o domínio Rio Maria e o domínio Carajás,
tanto em relação à evolução tectônica quanto ao magmatismo granítico, o limite entre esses
dois domínios permanece incerto (Dall’Agnol et al., 2006). Nesse sentido, a porção sul do
domínio Carajás foi denominada como Subdomínio de Transição e interpretada como uma
possível extensão do domínio Rio Maria, porém afetada pelos eventos neoarqueanos
responsáveis pela instalação da Bacia Carajás (Dall’Agnol et al. 2006; Vasquez et al, 2008,
Feio et al. 2013).
Novos dados geológicos, geocronológicos e isotópicos realizados em diversos estudos
recentes em distintas áreas do subdomínio de transição (Oliveira et al., 2010; Feio et al., 2013;
Moreto et al., 2011; Gabriel 2012; Silva 2012; Santos 2012; Santos 2013; Teixeira 2013),
evidenciam uma evolução distinta do domínio Rio Maria, enfraquecendo a hipótese de que o
subdomínio de transição pudesse ser uma simples extensão do domínio Rio Maria. Deste
modo, levando-se em consideração os novos dados, o subdomínio de transição foi subdivido
em dois novos distintos domínios: Sapucaia na porção sul, e Canãa dos Carajás na porção
norte (Fig. 1) (Dall’Agnol et al.2013).
43
O domínio Sapucaia (Fig. 1) possui idades entre (3,0 e 2,7 Ga) sendo composto por
suítes TTGs, rochas sanukitoides, granitos subalcalinos e leucogranitos (Gabriel e Oliveira,
2014; Santos et al, 2013; Silva, 2013; Santos e Oliveira, 2016). O domínio Canãa dos Carajás
(Fig. 1), por sua vez, possui idades entre (3,0 e 2,72 Ga) sendo dominado por granitos strictu
sensu e associações charnokíticas com raras ocorrências de TTGs (Feio et al., 2012; Santos et
al., 2013).
Importantes zonas de cisalhamento transcorrentes denominadas Carajás, Cinzento e
Canaã, foram identificadas e estudadas na província Carajás. As zonas de cisalhamento
Carajás e Cinzento constituem dois feixes de falhas de direção E-W, localizadas nas porções
central e norte, respectivamente do domínio Carajás, e são derivadas de eventos de reativação
regional rúptil tardio que teriam afetado a trama dúctil do embasamento, com ativação em ca.
2,7 Ga e 2,5 Ga (Pinheiro e Holdsworth, 2000). A zona de cisalhamento sinistral transpressiva
Canaã de direção WNW-ESE, localiza-se a sul do sistema Carajás e do Supergrupo
Itacaiúnas, e deforma as rochas do domínio Rio Maria com um aumento de intensidade de
deformação de Sul para Norte (Pinheiro, 2013).
44
Figura 1: Mapa Geológico da Província Carajás, mostrando o domínio Carajás ao norte e parte do
domínio Rio Maria a sul, com a localização do depósito IOCG Pantera e outros importantes depósitos
IOCG no domínio Carajás (Vasquez et al., 2008)
45
2.2 Domínio Rio Maria
O domínio Rio Maria (Dall’Agnol et al., 2006, Oliveira, et al., 2009, Almeida et al.,
2013; Santos et. al., 2016; Silva et al., 2017) constitui um terreno granito-greenstone belts
arqueano (Fig. 2) que contém as rochas mais antigas do Cráton, correspondendo a dois
períodos reconhecidos de adição de crosta juvenil entre: 3,05-2,96 Ga e 2,87-2,85 Ga (Santos,
2003; Vasquez et al., 2008).
O evento mais antigo (3,05 – 2,90 Ga) compreende a formação das faixas greenstone
belts agrupadas no Supergrupo Andorinhas: Grupos Babaçu e Lagoa Seca (Macambira e
Lancelot 1991; Pimentel e Machado, 1994; Avelar 1996; Souza et al., 2001, Rolando e
Macambira, 2003; Lafon et al., 2000), e a um intenso magmatismo sin-tectônico (2,99 – 2,92
Ga) típico das séries TTG trondhjemíticas arqueanas representados pelo Tonalitos Arco Verde
e Caracol (Macambira e Lafon 1995; Rolando e Macambira 2003, Almeida et al., 2008,
2011). O segundo evento reúne os greenstones belts tipo Tucumã, São Félix, e Gradaús (2868
±8Ma, Avelar et al., 1999), granitoides TTG tipo Água Fria, Parazônia e Mogno em adição a
granitoides cálcio-alcalinos tipo Rio Maria e Xinguara, Mata-Surrão e Guarantã todos gerados
entre 2,88 a 2,85 Ga (Pimentel e Machado, 1994; Macambira et al., 2000). Essas unidades
Arqueanas são intrudidas por granitos tipo-A e diques associados à suíte Jamon (1885± 32
Ma; Avelar et al. 1999).
Interpreta-se que o magmatismo TTG foi sin a tardi-orogênico em relação à formação
das sequencias de greenstone belts, com idades entre 2,99-2,96 Ga para este último (e.g.,
Grupo Serra do Inajá) e em 2, 99-2, 95 Ga para o Tonalito Arco (Pimentel e Machado, 1994;
Macambira e Lafon, 1995; Althoff et al., 2000; Souza et al., 2001; Dall’Agnol et al., 2006)
Acredita-se que a fase inicial de geração de crosta Mesoarqueana que resultou na
formação dos greenstone belts e granitoides associados, possa ter evoluído em um ambiente
de bacias marginais e arcos de ilhas, envolvendo a adição de material mantélico com magmas
parentais, a partir da fusão parcial de komatiítos, toleiítos (Souza et al., 2001, Althoff et. al.,
2000, Leite et al., 2004).
O segundo evento de acresção crustal (ca. 2,87 – 2,86 Ga) é marcado pela geração de
um grande volume de rochas vulcânicas máficas a ultramáficas incluídas nos Supergrupos
Tucumã, São Félix e Gradáus (Araújo & Maia, 1991; 2868 ±8Ma; Avelar et al., 1999) e por
um magmatismo também de afinidade trondhjemítica que gerou o Tonalito Parazônia
(2858Ma, Pimentel e Machado, 1994), trondhjemitos Mogno (2871Ma, Pimentel e Machado,
46
1994 e Água Fria (2864 ±21Ma; Leite et al., 2001). Esses também estariam associados
temporalmente a um volumoso magmatismo cálcio-alcalino dominantemente granodiorítico e
monzogranítico representado pelo Granito Xinguara e Granodiorito Rio Maria. Análises
geoquímicas dos granitoides deste segundo evento acrescionário corroboram com fontes
compatíveis com derivação de fusão parcial de crosta oceânica toleiítica transformada em
granada-anfibolito, com interação de crosta continental já existente (Souza et al., 2001, Leite,
2001).
Quanto à estruturação do terreno Rio Maria, é descrita foliação regional de direção E-
W com variações para WNW-ESE, WSW-ENE e NW-SE, e mergulhos moderados a fortes,
em geral para sul. A deformação é heterogênea, com rochas apresentando bandamento
magmático preservado e outras com bandamento gnáissico, foliação verticalizada, lineação
sub-horizontal, dobras e zonas de cisalhamento (Santos, 2003; Vasquez, 2008).
Estudos geocronológicos realizados para os granitoides do domínio Rio Maria em
adição aos dados geocronológicos disponíveis, demonstram que os eventos responsáveis pela
formação dos granitos no domínio Rio Maria se concentraram entre 2,87-2,86 Ga (Almeida et
tal., 2013). Como observado em outros terrenos arqueanos, o principal intervalo de tempo em
que ocorre a formação de granitoides sucede o magmatismo dominante TTG concentrado em
2,98 e 2,92 Ga a exemplo do Dominio Rio Maria.
47
Figura 2: Mapa geológico do domínio Rio Maria apresentando as diferentes associações tectônicas e
os principais litotipos (Vasquez et al.,2008).
48
2.2.1 Suíte sanikitoide Rio Maria
O termo sanukitoide foi introduzido pela primeira vez por Shirey e Hanson (1984)
para nomear um grupo de granitoides de geoquímica controversa que refletem enriquecimento
tanto em elementos compatíveis como Mg, Ni e Cr como também em elementos
incompatíveis como LILE (Ba, Sr e K) e ETRs em qualquer conteúdo de sílica. Os termos
desta suíte de rochas de alto-magnésio compreendem granodiorito, tonalito e diorito.
Estudos petrogenéticos apontam que a gênese destas rochas esta relacionada direta ou
indiretamente a fusão de crosta oceânica basáltica com alguma forma de subducção (Martin,
1999; Smithies e Champion, 2000; Smithies et al., 2003). A refusão de peridotito da cunha do
manto previamente metassomatizado em adição a componentes da fusão de placa em
ambiente de subducção, é considerado como modelo genético mais provável pra formação de
sanukitoides aqueanos (Shirey e Hanson, 1984; Stern, 1989; Rapp et al.,1999; Smithies e
Champion, 1999).
A suíte sanukitoide Rio Maria ocorre por extensas áreas do domínio Rio Maria, e é
constituída pelo Granodiorito Rio Maria e por rochas intermediárias (e.g., quartzo diorito) e
enclaves máficos (Oliveira et al., 2009, 2011). Ocorrências destas rochas foram registradas
em diferentes áreas do domínio Rio Maria, Redenção (Althof et al., 2000), Xinguara (Souza et
al., 2001; Leite et al., 2004), Bannach (Oliveira et al., 2005, 2006, 2009, 2011) e Ourilândia
do Norte (Santos e Oliveira, 2016; Silva et al., 2018).
A composição modal dominante das rochas da suíte sanukitoide Rio Maria, varia de
granodiorítica à monzogranítica na região de Bannach (Oliveira et al., 2009), granodiorítica a
quartzo diorítica na região de Xinguara (Leite et. al., 2004) e granodiorítica a tonalítica com
quartzo monzonito subordinado na área de Ourilândia do Norte (Santos e Oliveira, 2016).
Estas rochas incluem enclaves máficos centimétricas a decimétricas que sugerem processos de
magma mingling, entre o líquido predominantemente granodiorítico e líquido de composição
máfica a intermediária (Oliveira et al., 2009).
As rochas pertencentes à suíte sanikitoide Rio Maria apresentam aspectos
mineralógicos, petrográficos e geoquímicos compatíveis com às das rochas da série
sanukitoide (Oliveira et al., 2009, 2011). Possuem tendências cálcio-alcalinas, elevados
valores de Mg#, Cr, Ni além de altos conteúdos de elementos LILE (large ion lithofile
elements) e elementos terras raras leves (ETRL), e moderado a forte fracionamento de
elementos terras raras pesados (ETRP) (Medeiros e Dall’Agnol, 1988; Souza, 1994; Althoff
49
et al., 1995, 2000; Leite, 2001; Leite et al., 2001, Oliveira et al., 2009; Santos e Oliveira,
2016)
2.2.2 Granitoides da região de Ourilândia do Norte
Estudos recentes realizados na região de Ourilândia do Norte (Santos et al., 2013;
Santos e Oliveira et al., 2016; Silva et al., 2018) têm resultado em importantes avanços no
conhecimento sobre as associações magmáticas e feições estruturais da região de transição
entre o Domínio Carajás e o Domínio Rio Maria.
Santos e Oliveira (2016) definiram dois grupos de granitoides na região de Ourilândia
do Norte, porção norte do domínio Rio Maria. Os grupos de granitoides foram definidos com
base em estudos de petrográficos e litogeoquímicos e compreendem quartzo monzondiorito,
tonalito e granodiorito (~2,88 e 2,87 Ga; Santos et al., 2013) de afinidade sanukitoide (strictu
sensu) correlacionados a suíte sanukitoide Rio Maria.
Esses granitoides são texturalmente homogêneos, cinza com tons esverdeados
decorrente da saussuritização do plagioclásio, inequigranulares e de granulação que varia de
fina à grossa. Estas rochas são caracterizadas por deformação heterogênea e variam de
fracamente deformada com texturas ígneas muito bem preservadas a fortemente deformadas
com trend de foliação NE-SW e textura milonítica a protomilonítica decorrente do aumento
da deformação próximo a zonas de cisalhamento e limites de corpos (Santos e Oliveira,
2016).
Segundo Santos e Oliveira (2016) a deformação dos granitoides da região de
Ourilândia do Norte, estaria relacionada ao encurtamento horizontal N-S, ligado à deformação
regional em regime tectônico transpressional. Esse evento teria afetado a Província Carajás
em decorrência de sucessivos eventos de acresção crustal (Althoff et al., 2000; Almeida et al.,
2011). Este evento regional contribuiu para a deformação destas rochas, incialmente em
estado magmático e subsequentemente em estado sólido.
No recente trabalho de Silva et al., (2018) foram individualizados três novos grupos de
granitoides arqueanos (Fig. 3) na porção leste da região de Ourilândia do Norte e
correspondem i) biotita monzogranito, com fácies equigranular e heterogranular com
granodiorito subordinado; ii) epidoto-biotita granodiorito e iii) granitoides (trondhjemito e
granodiorito) porfiríticos. Geoquimicamente os granitoides podem ser agrupados em i) suíte
50
Fe-K formada pelo biotita monzogranito e ii) suíte de Mg-K composta pelos sanukitoides
epidoto-biotita granodiorito e granitoides porfiríticos.
Estruturalmente, a porção central destes plutons apresenta baixa deformação enquanto
as bordas são marcadas por zonas de cisalhamento com estruturas magmáticas e miloníticas
com direção principal ENE-WSW e mergulho subvertical. As feições estruturais,
microdeformacionais, lineações e indicadores cinemáticos sugerem um regime transpressional
sinistral que produziu sistemas semelhantes à strike-slips dúcteis e zonas de cisalhamento de
empurrão (Araújo e Maia, 1991; Pinheiro e Holdsworth, 1997).
Figura 3: Mapa geológico de Ourilândia do Norte mostrando as associações litológicas e
características estruturais (modificado de Silva et al., 2018).
51
3. Métodos Analíticos
3.1 Trabalho de campo, Petrografia e MEV
O trabalho de campo baseou-se na descrição detalhada de três testemunhos de sondagem
(PKC-PANT-DH001, PKC-PANT-DH003 e PKC-PANT-DH007) do depósito Pantera, da
empresa Vale S.A localizada no município de Carajás, no estado do Pará. Os estudos
petrográficos em luz transmitida e refletida foram realizados com base em 24 lâminas
delgadas polidas, se concentraram no reconhecimento das principais rochas hospedeiras, nos
tipos, estilos e das zonas de alteração hidrotermal e da mineralização, assim como nas
relações entre as paragêneses hidrotermais e de minério e a identificação de feições estruturais
(dúcteis ou rúpteis), incluindo microestruturas de deformação. Tanto os estudos petrográficos
como as análises em Microscopia Eletrônica de Varredura (MEV) acopladas a EDS (Energy
Dispersive X-Ray Spectrometer) foram realizadas no Instituto de Geociências IGe da
Universidade Estadual de Campinas (UNICAMP). Os estudos em MEV foram priorizados em
fases minerais acessórias não reconhecidas no microscópio óptico como fases, inclusões
minerais ou mesmo elementos traços em minerais de minério.
3.2 Geocronologia U-Pb
Para a determinação das idades de cristalização dos principais litotipos hospedeiros do
depósito Pantera, foram selecionadas amostras granodiorito (Pt07-147m) e quartzo diorito
porfirítico (Pt01-106 m) das regiões menos deformadas e alteradas hidrotermalmente. O
processo de separação dos cristais de zircão iniciou com britagem, moagem e bateamento
manual para a concentração gravimétrica dos grãos pesados com posterior separação
magnética com imã, separação magnética através do separador isodinâmico Frantz e
separação manual dos grãos em lupa binocular. Em seguida foram montados em resina epóxi,
lixados e polidos para análise. As montagens foram metalizadas com carbono para obtenção
de imagens de catodoluminescência (CL) em MEV. As análises U-Pb por LA-SF-ICP-MS
foram feitas no laboratório de Geologia Isotópica da Unicamp por espectrômetro de massa
Thermo Element-XR com laser acoplado Excite 193 com spot 25 µm de diâmetro, utilizando
material de referência 91500 e Peixe como material de referência secundário (Navarro et al.,
2015). Os cálculos de idade foram realizados no Isoplot® 3.0 (Ludwig, 2003), e os erros para
as razões isotópicas são apresentados em 2σ.
52
3.3 Isótopos de Enxofre
Valores de isótopos estáveis de enxofre (δ34
S‰) foram obtidos em concentrados de
calcopirita (7 amostras) e de pirita (1 amostra) do minério de cobre do depósito Pantera. As
amostras foram preparadas no laboratório de Preparação de Amostras do IGe/Unicamp. As
análises foram realizadas no Laboratório de Isótopos Estáveis (LAIS) do Instituto de
Geociência da Universidade de Brasília. As análises isotópicas de enxofre foram feitas a partir
da produção de SO2 através da combustão dos sulfetos em cápsulas de estanho a 1080 ⁰C com
excesso de oxigênio. A separação de SO2 foi feita em cromatógrafo de gás. Os valores de δ34
S
tem erro associado de 0, 2‰ e foram referidos em relação ao padrão CDT (Canion Diablo
Troillite).
53
4. Resultados
4.1 Rochas hospedeiras
O depósito Pantera (Figs. 4, 5 e 6) é hospedado predominantemente por um corpo
intrusivo de composição granodiorítica, variavelmente deformado e hidrotermalizado (Fig
7A). Também são reconhecidos diques de diabásio (Fig. 7B), quartzo diorito porfirítico (Fig
7C) e quartzo feldspato pórfiro (Fig. 10A) que intrudem o granodiorito, e que também podem
apresentar zonas de alteração hidrotermal bem desenvolvidas. As zonas de mais alta
deformação reconhecidas nas rochas hospedeiras apresentam-se intimamente relacionadas às
zonas de alteração hidrotermal mais intensas, sugerindo forte controle estrutural no depósito.
Figura 4: Seção geológica esquemática do depósito Pantera, com a disposição dos litotipos e a
distribuição das diferentes zonas de alteração hidrotermal reconhecidas. Elaborado a partir das
descrições dos testemunhos pkc-pant-dh001 e pkc pant-dh007 (modificado de Vale)
54
55
Figura 5: Litotipos e zonas de alteração hidrotermal caracterizados no depósito Pantera, descritos a
partir do testemunho pkc-pant-dh001. A) Granodiorito com alteração sódico-cálcica (ab+act) de
intensidade moderada localizado nas regiões menos deformadas e mais distais do depósito. B) Dique
de diabásio com alteração cálcica (act±ab±cc) em contato brusco com o granodiorito. C) Quartzo
diorito porfirítico com alteração cálcica (act±ab) pervasiva. D) Fronts de alteração cálcica no
granodiorito previamente alterado por alteração sódico-cálcica. E) Granodiorito com foliação
milonítica penetrativa definida por biotita, quartzo (alteração potássica e silificificação) e com
calcopirita disseminada. F) Brecha hidrotermal com matriz preenchida por actinolita e magnetita
(alteração férrico-cálcica) e com fragmentos do granodiorito hospedeiro. G) Veio constituído por
quartzo, feldspato potássico, calcopirita e pirita (estágio de pós-mineralização). H) Vênula com
mineralização cuprífera sobreposta em zona de alteração sódico-cálcica pervasiva. I) Mineralização de
cobre na forma de brecha hidrotermal com predominância de actinolita e magnetita. J) Mineralização
de cobre como sulfetos disseminados longo da foliação associada à alteração potássica e silicificação
(bt+hast+qtz±kfs). L) Granodiorito com alteração sódico-cálcica (ab+act) sobreposta por alteração
potássica (bt) incipiente, proximal às zonas mineralizadas. M) Granodiorito com alteração cálcica
(act±ab) com forte controle estrutural definindo planos de foliação com incipiente alteração potássica e
silicificação (bt+hast+qtz±kfs) sobreposta. N) Granodiorito com alteração cálcica (act±ab) pervasiva.
O) Mineralização de cobre na forma de brechas com calcopirita+magnetita±biotita. P) Granodiorito
com alteração potássica e silicificação (bt+hast+qtz±kfs). Abreviações: ab = albita, act = actinolita,
cc = carbonato,cpy = calcopirita, bt = biotita, hast = hastingsita, kfs = feldspato potássico, mag =
magnetita, py = pirita, qtz = quartzo e scp = escapolita.
56
Figura 6: Litotipos e zonas de alteração hidrotermal caracterizados no depósito Pantera, descritos a
partir do testemunho pkc-pant-dh003. A) Granodiorito com alteração potássica e calcopirita
disseminada definindo a foliação. B) Brecha hidrotermal com calcopirita e magnetita e halo de
actinolita. C) Veio do estágio de pós-mineralização contendo feldspato potássico, quartzo e pirita
disseminada. D) Dique de diabásio com alteração cálcica pervasiva. E) Veios com apatita+actinolita
de granulação grossa. F) Granodiodiorito com alteração potássica e silicificação (bt+qtz+hast ±kfs).
Abreviações: ab = albita, act = actinolita, cc = calcita, kfs = feldspato potássico, hast = hastingsita,
mag = magnetita e qtz = quartzo.
57
4.1.1 Granodiorito
Em porções mais preservadas da alteração hidrotermal e menos deformadas do
depósito, o granodiorito é rosa claro com granulação média, e textura equigranular (Figs. 5A,
L e 7A). A assembleia mineral primária é formada por quartzo, plagioclásio, k-feldspato e
epidoto (fig. 8A). Albita e actinolita ocorrem como minerais hidrotermais. Possui foliação
espaçada definida por actinolita que por vezes molda-se em torno de cristais de plagioclásio
(Fig 8B). O quartzo frequentemente apresenta estruturas núcleo-manto e extinção ondulante
(Fig. 8C).
Figura 7: Principais feições macroscópicas das rochas hospedeiras do depósito Pantera. A)
Granodiorito foliado localizado nas regiões menos deformadas do depósito com alteração sódico-
cálcica (actinolita + albita) de intensidade moderada. B) dique de diabásio de textura afanítica com
alteração cálcica (actinolita ± albita ± carbonato) pervasiva. C) dique de quartzo diorito porfirítico com
foliação penetrativa e alteração sódico-cálcica (actinolita ± albita) pervasiva. Contato abrupto com o
granodiorito. Abreviação mineral: Ab = Albita, Act = Actinolita e Qtz = Quartzo.
Nas regiões de mais alta deformação, o granodiorito apresenta-se intensamente
alterado hidrotermalmente e desenvolve foliação milonítica a muito localmente
ultramilonítica definida por minerais hidrotermais (e.g., biotita) (Fig. 8D). Nestas regiões é
possível reconhecer evidências de deformação, caracterizadas por geminação de deformação
(Fig. 8E), formação de subgrãos, migração de borda de grão com contato abaulado bulging
(Fig. 8F), dobras suaves e raras microfraturas em feldspatos (Fig. 8G). O quartzo exibe
migração de borda de grão com contato ameboide e bandas de deformação (Fig.8H).
58
59
Figura 8: Aspectos mineralógicos, texturais e microestruturas do granodiorito hospedeiro em regiões
menos deformadas (A, B, e G) e de maior deformação (D, E, F e H). A) Associação mineral do
granodiorito formada por quartzo, actinolita e albita. B) Actinolita definindo a foliação e manteado
cristais de albita. C) Estrutura núcleo-manto em quartzo com extinção ondulante evidenciando
recristalização dinâmica. D) Transição de zona milonítica (porção superior) para zona ultramilonítica
(porção inferior) de foliação disjuntiva definida por biotita hidrotermal. E) Plagioclásio com
geminação de deformação (twinning deformation). F) Migração de borda de grão (bulging) em albita.
G) Albita com fratura preenchida por minerais da matriz (quartzo e actinolita). H) Recristalização
dinâmica de quartzo por migração de borda de grão (bulging) com contato ameboide. Abreviação
mineral: Ab = albita, Act = actinolita, Bt = Biotita, Kfs = feldspato potássico e Qtz = Quartzo.
4.1.2 Dique de Quartzo diorito porfirítico
O dique de quartzo diorito porfirítico é verde escuro a preto-chumbo e possui textura
fírica em matriz de granulação fina. Possui foliação penetrativa e apresenta-se
invariavelmente hidrotermalizado (Fig. 5C e 7C). A assembleia mineral primária é composta
por plagioclásio, quartzo, epidoto e feldspato potássico, e com albita e actinolita como
minerais hidrotermais.
A orientação dos cristais de actinolita hidrotermal define a foliação (Fig. 9A) em uma
matriz recristalizada de granulação fina (0,5 a 1,5 mm) composta essencialmente por
plagioclásio saussuritizado e com quantidades subordinadas de feldspato potássico, quartzo e
epidoto. Os fenocristais são formados predominantemente por plagioclásio tabular
idiomórfico com tamanhos que variam de (3 a 5 mm) com bordas fracamente recristalizadas,
evidenciadas pela formação de subgrãos (Fig. 9B). Feições microdeformacionais comuns
reconhecidas nestas rochas correspondem à formação de subgrãos e estuturas núcleo-manto
em quartzo, flame-perthitics em feldspato potássico (Fig. 9C), actinolita fish (Fig. 9D),
recristalização por migração de borda de grão bulging (Fig. 9E) e dobras suaves (Kinking
bands) em plagioclásio (fig. 9F).
60
Figura 9: Principais características mineralógicas, texturais e microdeformacionais do quartzo diorito
porfirítico. A) Foliação milonítica definida por actinolita que molda-se em torno dos cristais de albita.
B) Bordas de albita parcialmente recristalizadas com formação de subgrãos. C) Flame perthites em
feldspato potássico. D) Actinolita pisciforme. E) Migração de borda de grãos (bulging) em albita. F)
Plagioclásio com dobra suave (Kinking Bands). Act = actinolita, Ab = albita, Kfs = feldspato
potássico, Plg = Plagioclásio e Qtz =, Quartzo.
61
4.1.3 Dique de Quartzo-feldspato pórfiro
O quartzo feldspato-pórfiro é rosa escuro a vermelho, de granulação fina a muito fina
(0,04 a 0,1 mm), isotrópico, inequigranular com textura porfirítica (Fig. 10A) e pode
apresentar-se alterado hidrotermalmente. A assembleia mineral primária é composta por
quartzo, feldspato alcalino e plagioclásio, com pequenas quantidades de actinolita e epidoto
hidrotermais (Fig 10B). Os fenocristais compreendem feldspato potássico e plagioclásio (Fig.
10C) com tamanhos que variam entre (2 a 2,5 mm). A composição modal varia entre
sienogranito a monzogranito. É cortado por vênulas preenchidas por quartzo e epidoto com
actinolita que são sobrepostas por vênulas de carbonato (Fig. 10D).
Figura 10: Principais características textturais e microestruturais do quartzo-feldspato pórfiro (A, B, C
e D) e do diabásio (E). A) Quartzo-feldspato pórfiro com alteração potássica (Kfs). B) Assembleia
mineral primária composta por quartzo, feldspato potássico, albita e fenocristais de feldspato
compondo a textura porfirítica. C) Fenocristais idiomórficos de albita e feldspato potássico em meio a
matriz de granulação fina. D) Vênulas tardias preenchidas por actinolita com epidoto, cortada por
vênulas de calcita e vênulas de quartzo. E) Matriz com alteração cálcica (actinolita+calcita±albita)
pervasiva. . Abreviações: Ab = Albita, Act = Actinolita, Kfs = feldspato potássico e Qtz = Quartzo.
62
4.1.4 Dique de Diabásio
O diabásio é intrusivo no granodiorito perfazendo contato brusco (Fig 7B), apresenta
intensa alteração hidrotermal, é verde escuro e possui textura afanítica (Fig 5B e 6D). A
assembleia mineral primária é composta principalmente por plagioclásio e piroxênio que
foram intensamente substituídos por carbonato e actinolita hidrotermal, respectivamente. No
entanto, o diabásio preservou a textura subofítica ígnea original (Fig 10E).
4.2 Alterações hidrotermais e mineralização cuprífera
As zonas de alteração hidrotermal são verticalizadas e sua distribuição fortemente
controlada por zonas de cisalhamento. A sequência de alteração hidrotermal em direção às
zonas proximais à mineralização inclui zonas de alteração sódico-cálcica com predominância
de actinolita e albita, cálcica (act±ab), férrico-cálcica (mg+act), seguida por alteração
potássica (bt+hast±kfs) e silicificação, minério cuprífero e alteração clorítica. Os corpos de
minério possuem estruturação vertical a subvertical, ocorrem como brechas, veios, vênulas e
disseminações controladas pela foliação, formados essencialmente por calcopirita, pirita e
abundante magnetita, associados à alteraçã potássica. Veios tardios com predominância de
quartzo + feldspato potássico ± pirita ± calcopirita cortam as zonas de alterações prévias.
4.2.1 Alteração Sódico-Cálcica
A zona de alteração hidrotermal mais distal às zonas mineralizadas reconhecida no
depósito Pantera é representada por alteração sódico-cálcica composta essencialmente por
actinolita + albita, que afeta todas as rochas hospedeiras do depósito. A alteração sódico-
cálcica é melhor observada em regiões menos deformadas do granodiorito, apresentando
intensidade moderada (Fig. 5A), e no quartzo diorito porfirítico onde ocorre de forma
pervasiva (Fig 5C). No entanto, a textura e a associação mineral primária destas rochas
permaneceram parcialmente preservadas. A hornblenda ígnea é substituída por actinolita
hidrotermal e tanto o plagioclásio quanto o feldspato alcalino exibem aspecto túrbido e são
substituídos parcialmente nas bordas por albita hidrotermal (Fig. 11A, B).
Em porções restritas e proximais à mineralização, a alteração sódico-cálcica propicia
a formação de zonas de alteração pervasiva (Fig. 5H), não sendo mais possível reconhecer a
natureza do protólito. A albita torna-se o principal mineral hidrotermal apresentando-se
63
recristalizada com granulação muito fina (0,5 mm), e limites de borda com contatos
interlobados a ameboides (Fig. 11C).
Figura 11: Zonas de alteração hidrotermal sódico-cálcica (A, B e C). Cálcica (D e E). Férrico-cálcica
(F). Potássica e silicificação (G, H, I e J) e clorítica (L e M). A) Assembleia de alteração sódico-
cálcica (act+ab) de intensidade moderada das regiões menos deformadas no granodiorito. B) Alteração
sódico-cálcica (act+ab) pervasiva no quartzo-diorito porfirítico. C) Zona restrita de alteração sódico-
cálcica (ab+act) pervasiva no granodiorito. D) Alteração cálcica (act±ab) pervasiva no granodiorito. E)
veio constituído por actinolita + apatita de granulação grossa. F) Fronte de alteração férrico-cálcica
(act+mag). G) Actinolita formada no estágio de alteração cálcica subsitituída por biotita, hastingsita e
magnetita (alteração potássica). H) Alteração potássica com biotita definindo a foliação milonítica. I)
Zona com alteração potássica e silicificação com quartzo recristalizado. J) Substituição parcial das
64
bordas de albita por microclínio hidrotermal formado no estágio de alteração potássica. L)
Substituição de actinolita formada no estágio de alteração cálcica por clorita (estágio de cloritização).
M) Substituição da biotita (alteração potássica) através dos planos de clivagem por clorita (estágio de
cloritização). Abraviações: act = actinolita, ab = albita, cpy = calcopirita, chl = clorita, bt = biotita,
hast = hastingsita, kfs = feldspato potássico, mcr = microclínio, mag = magnetita e qtz = quartzo.
4.2.2 Alteração Cálcica
Comparada à alteração sódico-cálcica inicial e distal, a alteração cálcica é
caracterizada por aumento substancial na quantidade de actinolita com quantidades
subordinadas de albita e calcita, assim como pela formação de veios de apatita + actinolita de
granulação grossa localmente. As associações minerais da alteração cálcica cortam as zonas
de alteração sódico-cálcica, e desenvolvem-se a partir de estruturas canalizadas, frontes de
alteração e de forma pervasiva em porções localizadas descritas no granodiorito e também no
dique de diabásio (Fig. 5B).
Em domínios restritos, a alteração cálcica apresenta forte controle estrutural, onde
predomina ao longo de planos de foliação (Fig. 5M) e que evoluem para frontes (Fig. 5D) que
se distribuem de forma pervasiva (Fig. 5N e 11D). Em porções muito restritas do depósito
foram reconhecido veios constituídos por actinolita idiomórfica e apatita recristalizada
caracterizados nesta alteração (Fig. 6E), formando subgrãos e estruturas núcleo-manto (Fig.
11E).
4.2.3 Alteração férrico-cálcica
Este estágio de alteração é representado por um intenso metassomatismo férrico, que
propiciou a formação de zonas enriquecidas em magnetita e actinolita idiomórfica de
granulação grossa. É possível reconhecer esta alteração em regiões milonitizadas e de modo
mais expressivo como brechas hidrotermais (Fig. 5I) onde é possível reconhecer fragmentos
relictos de minerais de alterações prévias (e.g., actinolita e albita) englobados pelas
associações hidrotermais deste estágio (Fig. 5F e Fig. 11F).
65
4.2.4 Alteração Potássica e Silicificação
A alteração potássica e silicificação compõe uma assembleia de alteração formada por
biotita + hastingsita ± feldspato potássico acompanhada pela formação de quartzo, e minerais
acessórios constituídos por magnetita, calcopirita e pirita.
A alteração potássica e silicificação corta as zonas de alterações hidrotermais pretéritas
e apresenta forte controle estrutural (Figs. 5E, J) sendo melhor reconhecida ao longo da
foliação milonítica com a predominância de biotita (Fig. 11H), e subordinadamente
hastingsita que substituem actinolita (Fig. 11G). Embora comumente associada a porções
intensamente deformadas, a silicificação com alteração potássica subordinada também é
observada em zonas de menor deformação (Fig. 5L, P, 6F e 11I). De forma menos expressiva
é observada a substituição das bordas de plagioclásio e feldspato potássico por ortoclásio e
microclínio hidrotermais (Fig. 11J).
4.2.5 Mineralização cuprífera
A mineralização de cobre no depósito Pantera é frequentemente reconhecida em zonas
de intensa alteração potássica e silicificação, e ocorre em três estilos principais: (1) o modo
mais expressivo em brechas hidrotermais as quais alojam a maior parte da mineralização, (2)
fracamente disseminada ao longo da foliação milonítica sugerindo controle estrutural e (3) o
menos expressivo na forma de vênulas e veios.
As brechas hidrotermais (Fig. 5I, O e 6B) constituem uma assembleia de minério
formada por calcopirita +magnetita+ pirita ± bornita ± pentlandita ± millerita ± hessita ± prata
± ouro + albita + actinolita + biotita + quartzo + cl-apatita + hastingsita + escapolita + epidoto
+ clorita. A matriz destas brechas é dominada por calcopirita e magnetita com quantidades
menores de pirita (Fig. 12 A, B) e fases acessórias com bornita, pentlandita, millerita, hessita
assim como prata e ouro em fraturas em cristais de calcopirita e de pirita (Figs. 12 C, D).
Minerais hidrotermais de ganga associados ao minério e que compõem matriz compreendem
albita, actinolita, apatita, hastingsita, biotita, escapolita, quartzo, epidoto e clorita (Fig. 12E).
Algumas diferenças sutis foram encontradas em amostras das brechas hidrotermais, que
incluem a presença ou ausência de: (i) biotita ou actinolita como minerais de ganga associadas
ao minério e o (ii) intercrescimento de clorita com pirita.
66
A mineralização disseminada ao longo da foliação é constituída por calcopirita (Fig.
12F) com menores quantidades de pirita e magnetita e feldspato potássico (Figs. 5E, J e 6A)
com finos cristais de albita e epidoto que formam halos em torno da mineralização.
Figura 12: Minério cuprífero no estilo de brechas hidrotermais. A) Assembleia de minério composta
por calcopirita, magnetita, pirita intercrescida com clorita e pentlandita. B) Assembleia de minério
composta por calcopirita, magnetita, pirita com apatita associada. C) Assembleia de minério com
calcopirita rica em Ni e Ag e millerita rica em Co e Ag com hessita inclusa. D) Pirita com fraturas
preenchidas por calcopirita e ouro, com apatita associada. E) Minerais de ganga associados ao
minério, com apatita, albita, clorita e biotita com kink bands. F) Minério de cobre disseminado ao
longo da foliação com albita, biotita, epidoto e hastingsita associados. Imagens de luz refletida A, B e
F. Imagens C e D foram obtidas em MEV. Abreviações: au = ouro, act = actinolita ab = albita, ag =
prata, ap = apatita, bt = biotita, co- cobalto, chl = clorita, cpy = calcopirita, hes = hessita, mag =
magnetita, mil = millerita, ni = níquel, pen = pentlandita, py = pirita e qtz = quartzo.
A mineralização de cobre em vênulas e veios possui diâmetro de 1 a 4 cm e, ocorrem
preferencialmente cortando as zonas de alteração sódico-cálcica pervasiva (Fig. 5H)
proximais a mineralização e zonas de alteração cálcica, com actinolita e apatita de granulação
grossa (Fig. 6E). As vênulas podem formar halos de alguns milímetros com escapolita (fig.
13A). Essas vênulas constituem uma assembleia de minério formada por calcopirita + pirita+
quartzo+ albita + escapolita + clorita + hastingsita + actinolita + apatita ± magnetita ±
millerita ± siegenita ± millerita ± hessita ± bornita. O principal mineral de minério é
calcopirita com concentrações subordinadas de magnetita, pirita, bornita (Fig. 13B, C) e fases
acessórias com siegenita, millerita e hessita (Fig. 13D). O minerais hidrotermais de ganga
67
associados ao minério constituem albita, hastingsita, actinolita, escapolita, clorita, apatita,
epidoto e quartzo de granulação grossa bordejado por fe-actinolita (Fig. 13E, F).
Figura 13: Minério cuprífero venular. A) Halo de escapolita delimitando a vênula mineralizada. B)
Associação de minério formada por calcopirita, pirita, fe-actinolita e quartzo. C) Assembleia de
minério formada por calcopirita, pirita e fases acessórias de millerita. D) Fases acessórias associadas
ao minério de cobre, millerita, siegenita e hessita. E) Minerais de ganga associada à mineralização
venular com quartzo, fe-actinolita, hastingsita, albita e escapolita. F) Minerais de ganga com epidoto,
actinolita e apatita intercrescidos com calcopirita em veio. Imagens B e C de luz refletida. Imagem D,
foi obtida em MEV. Abreviações: ab = albita, act = actinolita, ap = apatita, chl = clorita, cpy =
calcopirita, ep = epidoto, cpy = calcopirita, fe-act = ferro-actinolita, hes = hessita, hast =
hastingsita, mil = millerita, py = pirita, qtz = quartzo, scp = escapolita e sieg = siegenita.
68
4.2.6 Alteração Clorítica
A alteração clorítica é tardia em relação às demais zonas de alteração hidrotermal e
mineralização do depósito. Ocorre de maneira incipiente em zonas distais e proximais da
mineralização, substituindo minerais tais como actinolita e biotita através das bordas, fraturas
ou planos de clivagem (Fig. 11L), bem como minerais de ganga hidrotermais associados à
mineralização (Fig. 11M).
4.2.7 Veios tardios de quartzo + calcopirita +pirita
A alteração tardia é observada essencialmente na forma de veios que cortam todas as
zonas de alteração hidrotermal anteriores. Os veios compõem uma assembleia com quartzo,
calcopirita e pirita envoltos por feldspato potássico (Fig. 6C) e por Fe-actinolita (Fig 5G). Os
cristais de calcopirita e pirita são idiomórficos a subdiomórficos, variam de granulação média
à grossa e comumente apresentam fraturas e textura porosa (Fig.14A, B). Fases acessórias
associadas ao minério incluem quartzo, digenita, millerita e galena (Fig. 14C, D).
Figura 14 Veios mineralizados associados à alteração tardia que cortam o granodiorito. A) calcopirita
e pirita idiomórficos como principais sulfetos da alteração tardia. B) veio mineralizado com pirita,
digenita, calcopirita e quartzo. C) fases acessórias como millerita e digenita inclusas em calcopirita e
actinolita respectivamente associadas à mineralização cuprífera. D) galena associada à calcopirita,
quartzo e Fe-actinolita em veio tardio. Imagens de luz refletida A e B. Imagens C e D foram obtidas
69
em MEV. Abreviações: cpy = calcopirita, py = pirita, di = digenita, fe-act = ferro-actinolita, ga =
galena, mil = millerita e qtz = quartzo.
4.3 Isótopos de Enxofre
Composições de isótopos de enxofre (δ34
S) foram obtidos para o depósito Pantera a
partir de 7 amostras de calcopirita e 1 de pirita para a mineralização e veios tardios de quartzo
+ calcopirita + pirita (tabela. 1).
Os valores de δ34
S variam de 4,79 a 4,77‰ para calcopirita de veios, 4,67‰ para
calcopirita dos veios tardios de quartzo + calcopirita + pirita + magnetita, 4,22‰ para
calcopirita venular, 5,07‰ para uma única pirita venular, e de 4,84 a 4,57‰ para calcopirita
de brechas hidrotermais. Os erros associados são de 0, 2‰ (Fig. 15).
Tabela 1 Dados de isótopos de enxofre δ34
S medidos em ‰ (per mil) em sulfetos das zonas
mineralizadas do depósito Pantera obtidos neste estudo.
70
Figura 15: Distribuição dos valores de δ34
S dos sulfetos analisados do depósito Pantera.
4.4 Geocronologia U-Pb das rochas hospedeiras
Foram selecionadas amostras do granodiorito (Pt07-147m) e do quartzo diorito
porfirítico (Pt01-106m) das regiões menos deformadas e alteradas hidrotermalmente do
depósito, a fim de determinar a idade de cristalização desses litotipos. O granodiorito (Pt07-
147 m) representa o litotipo que ocorre em maiores proporções em extensão e o único
hospedeiro da mineralização Cu-Au do depósito. Enquanto o quartzo diorito porfirítico (Pt01-
106 m) possui extensão muito restrita e é intrusivo no granodiorito.
Os cristais de zircão do granodiorito (Pt07-147m) possuem cor castanho médio, hábito
bipiramidal a ovóide com terminações arredondadas, tamanhos que variam entre 90 a 850 µm
e razão (largura/comprimento) de 1:1 a 1:3. Em geral apresentam fraturas, por vezes inclusões
que podem sugerir metamitização. Nas imagens de catodoluminescência é possível observar
nítido zoneamento oscilatório concêntrico e, em geral, as bordas possuem mais alta
luminescência do que os núcleos (Fig. 16A). A análise foi realizada com base em 48 cristais
de zircão dos quais 35 foram utilizados para o cálculo da idade final com grau de
concordância acima de >94 % fornecendo um diagrama da concórdia, com linha da discórdia
com intercepto superior mostrando a idade de cristalização U-Pb de 2909 ±15Ma (MSWD =
1.2) (Fig. 17A).
71
Os cristais de zircão do quartzo diorito porfirítico (Pt01-106 m) são muito similares
aos do granodiorito (Pt07-147 m) diferindo apenas no tamanho dos grãos. Os cristais de
zircão também possuem cor castanho médio, hábito bipiramidal à ovoide com terminações
arredondadas e tamanhos que variam de 100 a 450 µm e razão (largura/comprimento) de 1:1 a
1:3. Em geral também apresentam fraturas e inclusões. Em imagens de catodoluminescência é
possível observar nítido zoneamento oscilatório com as bordas dos cristais com mais alta
luminescência do que o núcleo (Fig.16B). A análise foi realizada com base em 41 cristais de
zircão dos quais 18 foram utilizados para o cálculo final da idade apresentando grau de
concordância acima de >77% fornecendo um diagrama da concórdia, com linha da discórdia
com intercepto superior mostrando a idade de cristalização U-Pb de 2900 ±10Ma (MSWD =
1.6) (Fig. 17B).
Figura 16: Imagens de catodoluminescência dos cristais de zircão analisados por U-Pb LA-SF-ICP-
MS. A) Cristais de zircão do granodiorito (amostra Pt07-147) com idades Pb206
/Pb207
indicadas. B)
Cristais de zircão do quartzo diorito porfirítico (amostra Pt01-106) com idades Pb206
/Pb207
indicadas.
72
Figura 17: Diagrama Pb206
/Pb238
vs. Pb207
/Pb235
.
A) diagrama da concórdia para a amostra do
granodiorito (Pt07-147m) definindo a idade U-Pb concordante a levemente discordante com base em
35 cristais de zircão analisados. B) diagrama da concórdia para a amostra do quartzo diorito (Pt01-
106m) definindo a idade U-Pb de intercepto superior com base em 18 cristais de zircão analisados.
73
5. Discussões
5.1 Rochas hospedeiras
5.1.1 Aspectos microdeformacionais
No metamorfismo regional, vários episódios de deformação são responsáveis pela
geração de diferentes tipos de microestruturas de deformação bem como blastese mineral, que
podem ser relacionados às diferentes fases, de acordo com o grau de intensidade da
deformação. Desta forma, elementos como foliação, microestruturas de deformação,
transformações texturais e mineralógicas podem ser critérios para identificação dos diferentes
estágios de deformação.
As microestruturas de deformação preservadas e identificadas nas rochas hospedeiras
do depósito Pantera permite-nos inferir as condições de deformação (e.g., taxa de deformação
e temperatura) as quais foram submetidas. O estudo das feições microdeformacionais das
rochas hospedeiras permitiu atribuir à geração das mesmas ao estado sólido, e a relacioná-las
com domínios de mais baixa a mais alta deformação.
Domínios menos deformados no granodiorito hospedeiro são caracterizados por
foliação milonítica espaçada, definida pela orientação preferencial de actinolita que envolve
os cristais de plagioclásio (Fig. 8B) e por recristalização dinâmica em quartzo, gerada a partir
de processos de deformação por rotação de subgrãos e recuperação (dislocation creep and
recovery; Vernon, 2004). Estes domínios formam estruturas núcleo-manto, com quartzo
reliquiar ao centro com extinção ondulante, rodeado por subgrãos e novos grãos
recristalizados (Fig. 8C). O feldspato apresenta leve recristalização nos limites de bordas com
a formação subgrãos com granulometria muito fina (Fig. 9B), e raras fraturas intragranulares
preenchidas por cristais da matriz, como quartzo e actinolita (Fig. 8G). Em domínios um
pouco mais deformados tanto no granodiorito quanto no quartzo diorito porfirítico, o
feldspato é submetido à recristalização por rápida migração de borda de grão (‘Fast’ Grain-
boundary migration recrystallization) que reflete uma forma mais pronunciada de
abaulamento (bulging) produzindo endentações planares e saliências ao longo dos limites de
grãos (Fig. 8F) e (Fig. 9E). Esse processo pode se promovido por presença de água nos
limites migratórios dos cristais (Vernon, 2004; Mancktelow & Pennacchioni 2004). Estas
feições microdeformacionais reconhecidas podem ter sido geradas em condições de
temperaturas de até 400º - 500º C (Passchier e Trow, 2005).
74
Outras microestruturas de deformação reconhecidas nestes domínios correspondem à
geminação de deformação (deformation twinning) gerada por processos de deslocamento de
arrasto (dislocation creep) e recristalização (Fig. 8E), além de kink bands em plagioclásio
(Fig. 9C) e flame perthites (Fig. 9F) em feldspato potassico (Passchier e Trow, 2005). Alguns
indicadores cinemáticos encontrados compreendem actinolita fish (Fig. 9D), estruturas S-C e
porfiroclastos com franjas de pressão constituído por actinolita.
Nos domínios de mais alta deformação pode ser observada a transição de zonas com
foliação miloníticas para zonas com foliação milonítica penetrativa (Fig. 8D) que podem
sugerir condições de temperaturas de até 500º - 700 ºC (Passchier e Trow, 2005). Nestes
domínios, o surgimento de biotita hidrotermal é evidente, e o quartzo é submetido à
recristalização dinâmica por migração de borda de grão (grain boundary migration), onde
parte da borda do grão menos deformado adentra-se pelo cristal mais deformado através do
processo conhecido como abaulamento (bulging) produzindo novos cristais menores em
relação os grãos remanescentes que apresentam hábito ameboide (Passchier e Trouw, 1996)
(Fig. 8H). Nas zonas com foliação milonítica penetrativa, a foliação disjuntiva é definida por
biotita hidrotermal e a granulação da matriz composta por quartzo e feldspato é intensamente
diminuída através de processos de recristalização dinâmica.
5.1.2 Natureza das rochas hospedeiras
Com base em dados recentes disponíveis na literatura, que incluem mapas geológicos
do entorno do munícipio de Ourilândia do Norte (Santos e Oliveira, 2016; Silva et al., 2018),
as rochas hospedeiras do depósito Pantera corresponderiam às unidades da suíte sanukitoide
Rio Maria. Os intervalos de idades obtidas para a suíte sanukitoide Rio Maria em diferentes
regiões do domínio Rio Maria variam entre 2,87 e 2,88 Ga (Macambira, 1992; Pimentel e
Machado, 1994; Dall’Agnol et al., 1999; Rolando e Macambira, 2002, 2003, Oliveira et al.,
2009; Santos et al., 2013).
Contudo os dados geocronológicos obtidos nesse estudo indicam que o granodiorito e
o quartzo diorito porfirítico hospedeiros do depósito Pantera teriam cristalizado em 2909
±15Ma e 2900 ±10 Ma respectivamente, idades essas mais antigas para as descritas para a
suíte sanukitoide Rio Maria
Embora existam as diferenças de idades entre as rochas hospedeiras do depósito
Pantera e os granitoides da suíte sanukitoide Rio Maria, há similaridades entre ambas. Elas
75
apresentam composição mineralógica e texturais semelhantes tais como cor, granulação,
foliação penetrativa a não-penetrativa, forte saussuritização do plagioclásio, feições de
microdeformação, presença de epidoto magmático, alto conteúdo de anfibólio (~20-30%) bem
como a associação com corpos menores provavelmente cogenéticos (Dall’Agnol et al., 1999,
Leite et al., 2004; Oliveira et al., 2009; Santos e Oliveira 2016) como o quartzo diorito
porfirítico descrito no depósito.
Os corpos granitoides hospedeiros do depósito Pantera estão inseridos nas
proximidades da área de estudo de Santos e Oliveira (2016), que com estudos petrográficos e
litogeoquímicos puderam definir a afinidade sanukitoide de granitoides na região Ourilândia
do Norte (Fig. 3). Em vista disto, e a partir dos estudos petrográficos, geocronológicos e da
localização da área de ocorrência dos granitoides hospedeiros do depósito Pantera, sugere-se
que essas rochas possam representar um grupo de rochas com possível afinidade também
sanukitoide, assim como as rochas da suíte sanukitoide Rio Maria, porém mais antigas dos
que os já estudados no Domínio Rio Maria.
Moreto et al. (2015) estudou diques de quartzo pórfiro isotrópicos no Cinturão Sul do
Cobre no domínio Carajás similares ao quartzo-feldspato pórfiro descrito no depósito Pantera.
Ambos apresentam granulação fina a muito fina (>0,1 mm), composição mineralógica
formada por quartzo, feldspato alcalino e plagioclásio e são indeformados. Os diques de
quartzo pórfiro são descritos como associados à corpos subcirculares de rochas subvulcânicas
de pequena dimensão com composição que varia de riodacito a riolito e que forneceram idade
de 1,886±4.2 Ma (U–Pb SHRIMP; Moreto et a., 2015). Diques félsicos de composição
riolítica também foram descritos cortando rochas alteradas hidrotermalmente em vários
depósitos IOCGs na Província Carajás como Sossego, Alvo 118, Bacaba e Bacuri (Torresi et
al., 2011; Moreto et al., 2015b).
76
5.2 Evolução do sistema hidrotermal no depósito Pantera
Os estudos dos testemunhos de sondagem e de petrografia, auxiliaram na
reconstituição do zoneamento espacial e temporal das alterações hidrotermais (tabela. 2),
assim como na caracterização do tipo de regime de deformação que ocorreu ao longo da zona
de cisalhamento que condiciona o depósito Pantera. Todas as zonas de alteração hidrotermal
são notoriamente reconhecidas no granodiorito, que é a principal rocha hospedeira do
depósito e o único litotipo hospedeiro da mineralização IOCG. Outros litotipos reconhecidos
no depósito compreendem diques de quartzo diorito porfirítico, quartzo-feldspato pórfiro e
diabásio, afetados por variáveis intensidades de alteração hidrotermal, em particular
alterações sódico-cálcica e cálcica.
As análises das microestruturas de deformação e o reconhecimento das
diferentes estruturas miloníticas no granodiorito hospedeiro, como consequência da instalação
da zona de cisalhamento de direção ENE-WSW subsidiária à zona de cisalhamento regional
Canaã, permitiu defini-la como uma zona de cisalhamento dúctil de deformação heterogênea.
Fraturas e zonas de cisalhamento com trends ENE-WSW, NE-SW e NNE-SSW vêm sendo
descritas na região de Ourilândia do Norte (Santos e Oliveira, 2016; Silva et al., 2018) e são
relacionadas à deformação heterogênea, com possível origem a partir de eventos regionais em
regime transpressional sinistral, como resultado de eventos de acresção crustal na província
Carajás (Althoff et al., 2000; Almeida et al., 2011; Pinheiro e Holdsworth, 1997).
O padrão de zoneamento temporal das alterações hidrotermais do depósito Pantera é
semelhante àquelas reconhecidas em outros sistemas IOCGs no mundo, formados em níveis
profundos a intermediários (Hitzman, 1992). A zona de alteração hidrotermal mais distal
reconhecida no depósito Pantera é representada por alteração sódico-cálcica pervasiva,
formada por albita + actinolita. Afeta todos os litotipos presentes no deposito, e resultou na
substituição de feldspato e hornblenda ígneos por albita e actinolita hidrotermais. Em zonas
distais às zonas mineralizadas, esta alteração apresenta intensidade moderada (Fig. 5A) e se
torna pervasiva em direção aos corpos de minério (Fig 5H). Esta alteração tem sido
caracterizada por alguns autores como de alta temperatura (> 500°C), nível profundo, de
extensão regional e comumente reconhecida em zonas distais dos depósitos IOCGs (Hiztman,
1992, Barton e Johnson, 2004).
A alteração sódico-cálcica é seguida por alteração cálcica, caracterizada por um
aumento substancial na abundância de actinolita (Fig 5N), e ocorre a partir de fronts de
substituição (Fig 5D) e também definindo planos de foliação no granodiorito (Fig 5M).
77
Adicionalmente ocorre como veios restritos de apatita e actinolita de granulação grossa (Fig.
E). Zonas com alteração cálcica gradam para zonas com alteração férrico-cálcica representada
por um intenso metassomatismo férrico, que constituem corpos maciços de magnetita com
actinolita de granulação grossa (Fig 5I) com 7,5 m de extensão. Estudos realizados por
Hemley et al. (1986) mostram que a lixiviação de Fe das rochas hospedeiras pode ocorrer em
um intervalo variável de P-T dos fluidos hidrotermais, inclusive durante os estágios de
alteração sódica e potássica, podendo resultar na precipitação de metal associado a esta
última.
O sistema hidrotermal evidência diminuição de temperatura de acordo com as
alterações hidrotermais mais tardias reconhecidas no depósito, tais como alteração potássica e
silicificação, mineralização IOCG e alteração clorítica. A alteração potássica (biotita +
hastingsita ± k-feldspato) e silicificação corta as regiões previamente alteradas do depósito e
mostra forte controle estrutural, tornando-se evidente em regiões deformadas e por vezes
apresentando-se sincrônica à milonitização do granodiorito (Figs. 5E, J), o que pode indicar,
que ambos os processos possam ter ocorrido de maneira simultânea. Hemley et al. (1971,
1980) e Giggenbach (1984) apontam que em rochas graníticas a alteração potássica pode ser
dominante em níveis crustais intermediários a rasos, em zonas de fluxo ascendente possuindo
caráter retrogrado, em contraposição a alteração sódica característica de níveis mais
profundos, que circulam por zonas descendentes ou de aquecimento. Os fluidos responsáveis
pela a alteração potássica desenvolvida em níveis crustais mais rasos podem resfriar, a partir
da interação com rochas hospedeiras mais frias ou mesmo a partir de misturas com fluidos
meteóricos. Assim sendo a interação entre fluidos mais quentes e mais frios, pode ocasionar
mudanças físico-químicas possibilitando a precipitação do minério, o que poderia explicar a
grande parte da mineralização destes depósitos estarem associadas a este tipo de alteração
hidrotermal.
78
Tabela 2: Evolução paragenética do depósito Pantera.
A mineralização cuprífera no depósito Pantera também é comumente reconhecida
associada a zonas com alteração potássica e silicificação sendo representada pela a associação
de magnetita com pirita e calcopirita, com concentrações subordinadas de pirita, bornita,
pentlandita, hessita, siegenita, millerita, digenita, prata e ouro. Também se associam aos
sulfetos minerais como apatita, albita, actinolita, biotita, K-feldspato, hastingsita, allanita,
epidoto, escapolita, clorita e quartzo. Os estilos de mineralização variam entre veios e vênulas
fracamente mineralizados, brechas hidrotermais que hospedam a grande parte da
79
mineralização, e sulfetos disseminados na foliação. O depósito Pantera apresenta não só um
padrão de zoneamento hidrotermal temporal (alteração sódico-cálcica com albita e actinolita,
veios de apatita com actinolita, corpos maciços de magnetita com actinolita, alteração
potássica e cloritização) como também uma assembleia de minério muito semelhante às dos
corpos de minério do depósito Sossego. Monteiro et. al (2008) estimou temperaturas próximas
a ~300º C para o estágio de mineralização dos corpos Sequeirinho e Sossego. Com base em
similaridades nos tipos e padrões de alteração hidrotermal e mineralização do depósito
Pantera com os corpos de minério Sequeirinho e Sossego (Monteiro et al., 2008), infere-se
que o minério no depósito Pantera teria precipitado sob condições condições moderadas de
fO2 e pH levemente ácido a neutro (Fig. 18), em temperaturas em torno de 300 ºC.
Figura 18: Diagrama de pH versus fO2,300ºC, 1.5 Kbar, aK+=0, mostrando as paragêneses de minério
formadas a partir das condições de evolução de pH e de fugacidade de oxigênio do fluido
mineralizante associado a alteração potássica (Skirrow, 2004).
Os estágios de mineralização em depósitos IOCG evidenciam brusco decréscimo de
temperatura em relação aos estágios iniciais de alteração hidrotermal (ex. alteração sódica
>500 ºC), em decorrência da evolução do sistema hidrotermal que demanda a diminuição de
salinidade e/ou temperatura do fluido, necessária para a diminuição da solubilidade de cobre e
consequente precipitação do minério nestes depósitos. A diminuição da temperatura e
salinidade do fluido pode ocorrer através de misturas entre fluidos que pode ocasionar a
diminuição do conteúdo de Cl- responsável pelo transporte de metais, incluindo o cobre, ou
mesmo pela perda de Cl, que pode ser incorporado por minerais associados aos estágios de
80
mineralização tais como anfibólio, apatita, escapolita e biotita, como registrado no depósito
Sossego (Monteiro et al., 2008).
Análises de microscópio eletrônico de varredura (MEV) das zonas mineralizadas no
depósito Pantera mostraram enriquecimento em Ni, Co, Fe, Ag, e Te em sulfetos como pirita
e calcopirita associados a fases ricas ETRs relacionado à presença de monazita, e de Fe e Cl
em minerais de ganga como actinolita, escapolita e apatita. Este padrão tem sido reconhecido
como importante característica não só em depósitos IOCG da Província Carajás, mas também
em outros depósitos IOCG no mundo (Monteiro et. al, 2008, Guimarães, 1987; Zang and
Fyfe, 1995; Tavaza et al., 1999; Huhn et al., 1999; Lindenmayer et al., 2001; Dreher, 2004,
Baker, 1998; Wang e Williams, 2001). Este enriquecimento característico pode refletir a
composição química a de rochas hospedeiras graníticas e/ou máficas-ultramáficas lixiviadas
pelos fluidos hidrotermais ou mesmo fluidos derivados do manto (Johnson e McCulloch,
1995; Groves et al., 2010). Assim sendo, a proximidade do depósito Pantera com rochas
máficas-ultramáficas representadas pelos greenstones belts do Grupo Tucumã e Sapucaia,
poderiam sugerir uma intensa interação entre os fluidos mineralizantes com estas rochas,
podendo explicar assim a elevada concentração desses elementos no minério de depósito
Pantera.
Zonas de alteração clorítica são inexpressivas em regiões distais às zonas
mineralizadas, onde ocorre de maneira incipiente com a substituição de actinolita e biotita.
Torna-se evidente em zonas mineralizadas com a substituição de biotita através de seus planos
de clivagem, ou mais raramente, ocorrendo como cristais hidrotermais idiomórficos de
granulação grossa em vênulas mineralizadas.
Os veios tardios de quartzo + calcopirita + pirita reconhecidos no depósito Pantera
corta todas as zonas de alteração hidrotermal prévias, e pode indicar a circulação de fluidos
ainda posteriores ao sistema hidrotermal principal, sugerindo a possibilidade da sobreposição
de um segundo sistema hidrotermal de menor intensidade, formado em regime rúptil de
deformação. Comumente este estágio tardio é reconhecido na forma de vênula e veios com
quantidades variáveis de calcopirita, magnetita e/ou hematita, geralmente associado à
deformação rúptil e às alterações do tipo hidrolítica/seritização, reconhecidos nos depósitos
Alvo 118 e Bacaba (Torresi et. al., 2012; Augusto et. al., 2008) no Cinturão Sul do Cobre, ou
então associada à alteração potássica e propilítica no depósito Salobo (Melo et. al., 2014).
Este estágio tardio venular é descrito ainda nos depósitos GT-46 (Toledo et. al., 2017) e Grota
Funda (Hunger et. al., 2017) situados no Cinturão Norte do Cobre.
81
5.3 Fontes de Enxofre
Com intuito de avaliar as possíveis fontes de enxofre do depósito Pantera em
decorrência da importância deste elemento para a formação do minério, foram realizadas
análises de isótopos de enxofre (δ34
S) em calcopirita (4,22 a 4,84‰, n=5) e, pirita (5,07‰,
n=1) do minério venular e em brecha, e para calcopirita dos veios tardios de quartzo +
calcopirita + pirita (4,67 a 4,79‰, n=2). Os valores de δ34
S para os sulfetos do depósito
Pantera se sobrepõem considerando o erro associado.
Há poucas variações nos valores de δ34
S, com um intervalo de 4,22 a 4,84‰ para
calcopirita do minério venular, brechas e veios tardios de quartzo + calcopirita + pirita e de 5,
07‰ para pirita venular, com erro associado de 0,2‰. Dadas às pequenas variações nos
valores de δ34
S e ao pequeno erro associado, adimite-se uma única fonte de enxofre para o
minério do depósito pantera, indicado pela homegeneidade isotópica.
O depósito Pantera exibe valores e isótopos de enxofre mais pesado do que o esperado
para fontes mantélicas (δ34
S = 0 ± 1‰; Eldridge et al. 1991). Os intervalos de valores obtidos
para os sulfetos do depósito Pantera (δ34
S = 4,22-5,07‰) são compatíveis com o esperado
para sulfato reduzido inorganicamente a partir da evaporação da água do mar no arqueano
(δ34
S ~ +3 a +6‰. Strauss, 1993). Sistemática Cl/Br – Na/Cl nos depósitos Igarapé Bahia e
Alvo 118 corrobora com a origem dos fluidos hidrotermais a partir de salmouras evaporativas
residuais, o que também é validado pelos isótopos de B e H em turmalina (Xavier et al., 2008,
2009, 2013).
Contudo, parte do enxofre do depósito Pantera, em particular o enxofre mais leve, pode ter
sido proveniente da lixiviação das rochas ígneas a partir da interação do fluido hidrotermal
com rochas encaixantes (e.g., granitoides hospedeiros), ou mesmo derivado de fontes
magmáticas, mas com contribuição variável de fluidos superficiais oxidados. De acordo com
Barton e Johnson (1996) a gênese de depósitos IOCG não-magmáticos podem ter origem a
partir de fluidos derivados de regiões próximas a superfície, onde os fluidos tenham circulado
por regiões que continham evaporitos ou salmouras residuais contemporâneos ou não,
adquirindo assim, a alta salinidade característica dos fluidos IOCG.
Os valores de δ34
S do depósito Pantera são ligeiramente mais elevados quando
comparados com diversos outros depósitos IOCG do Cinturão Sul do Cobre (Fig. 19) como os
do depósito Cristalino (0,6 a 1,5‰. Ribeiro et al., 2009), Jatobá (0,9 a 1,8‰. Monteiro et. al.,
2008), Castanha (1,7 a 2,5‰. Pestilho, 2011), Bacaba (2,7 a 3,5‰. Pestilho, 2011) e o corpo
de minério Pista (δ34
S = 2,5 ± 0,3‰. Monteiro et al., 2008b) que resultam em valores
próximos aos esperados para fontes mantélicas (δ34
S = 0±1‰) e interpretadas como
82
relacionadas a fluidos derivados de magmas ou da lixiviação de rochas ígneas (Monteiro et
al., 2010).
Exemplos de depósitos IOCG com valores de δ34
S similares aos do depósito Pantera
são representados pelos corpos de minério Sequeirinho (δ34
S = 4,6 ±1,6‰), Baiano (δ34
S =
5,6 ±0,5‰), Sossego–Curral (δ34
S = 5,7±1,9‰) do depósito Sossego (Monteiro et al., 2008)
e o depósito Alvo 118 (δ34
S = 5,1 a 6,3‰. Torresi et al., 2011). As diferenças entre os valores
de δ34
S mais leves e pesados podem sugerir ainda diferenças nas fontes de enxofre, misturas
ou mesmo distintos mecanismos de fracionamento isotópico de enxofre para os depósitos
IOCG da província.
Figura 19: Valores de δ34S dos principais depósitos IOCG da Província Carajás. Modificado de
Previato et al. (2016). Fontes: (*) Dados desta dissertação, (1) Monteiro et. al., (2008), (2) Pestilho
(2001), (3) Torresi et. al., (2011), (4) Lindermayer et a., (2001), (5) Réquia e Fontboté (2001), (6)
Dreher (2004), (7) Villas et. al., (2001), (8) Monteiro et. al., (2008), (9) Ribeiro (2008), (10) Silva
(2013) e (11) Previato et. a., (2016).
83
6. Conclusões
O estudo das rochas hospedeiras e do padrão de zoneamento espacial das alterações
hidrotermais forneceram subsídios para a compreensão da formação e evolução do sistema
hidrotermal responsável pela gênese do depósito Pantera.
O depósito Pantera é hospedado predominantemente por um corpo intrusivo de
composição granodiorítica cortado por diques de quartzo diorito porfirítico, quartzo-feldspato
pórfiro e diabásio. Com base em estudos disponíveis na literatura, acredita-se que o
granodiorito hospedeiro do depósito Pantera pertença à série sanukitoide, similar às rochas da
suíte sanukitoide Rio Maria e Subdomínio Sapucaia formadas em ~2,88 e 2,87 Ga. Contudo,
os dados geocronológicos U-Pb LA-ICP-MS em zircão inéditos obtidos neste estudo
forneceram idade de ca. 2,90 Ga para o granodiorito e o quartzo diorito porfirítico do depósito
Pantera. Esses dados sugerem que esses últimos são mais antigos que as rochas da suíte
sanukitoide Rio Maria, e que podem representar as rochas sanukitoides mais antigas da
província Carajás. A geração do granodiorito e do quartzo diorito porfirítico hospedeiros,
podem ter sido contemporânea ao primeiro episódio de acresção crustal (3,05 – 2,90 Ga)
registrado na província Carajás, que compreende a formação das faixas greenstone belts mais
antigas e ao magmatismo TTG sintectônico (Macambira e Lancelot 1991; Souza et al., 2001;
Rolando e Macambira 2003; Lafon et al., 2000; Macambira e Lafon 1995; Almeida et al.,
2008, 2011).
Sabe-se que falhas e zonas de cisalhamentos regionais e suas subsidiárias, possuem
papel fundamental na formação de depósitos IOCG, que são caracteristicamente controlados
por estruturas. A falha de direção ENE-WSW subsidiária à zona de cisalhamento regional
Canaã, possibilitou a circulação de fluidos provavelmente hipersalinos e quentes que
viabilizaram a formação das alterações sódico-cálcica, cálcica, metassomatismo férrico com
magnetita, alteração potássica e silicificação com forte controle estrutural e a mineralização
IOCG. A precipitação do minério teria iniciado com a alteração potássica e silicificação sendo
essencialmente composta por assembleia inicial com magnetita e pirita seguida pela formação
de calcopirita como principal mineral de minério do depósito. A biotita hidrotermal é um
mineral de ganga característico na assembleia de minério e comumente apresenta planos de
clivagem dobrados, o que corrobora com a concepção da contemporaneidade entre zona de
cisalhamento dúctil e do sistema hidrotermal durante a fase de deposição do minério no
depósito Pantera.
84
O depósito Pantera compartilha similaridades não só com depósitos IOCG da
Província Carajás, em particular com os corpos de minério Sequeirinho e Sossego do Cinturão
Sul do Cobre, mas também com outros depósitos IOCG do mundo (Hiztman et. al., 1992,
200; Barton et. al., 2004; Willians et al., 2005) tais como: (a) estágios iniciais de alteração
hidrotermal em níveis profundos controlados por estruturas dúcteis que incluem alteração
sódico-cálcica; (b) alteração potássica e/ou clorítica comumente associadas a mineralização
Cu-Au; (c) minério de cobre associado com magnetita; (e) intenso metassomatismo local rico
em ferro; (d) enriquecimento em ETRs, Co, Ni, Ag, Fe em fases sulfetas e de Fe e Cl em
silicatos e (f) Veios, vênulas, fraturas e brechas tardios com quartzo, calcopirita e pirita
contendo mineralização e frontes de alteração hidrotermal, que podem refletir fluidos ainda
posteriores a sistemas hidrotermais prévios.
Os valores de isótopos de enxofre obtidos para os sulfetos das zonas de minério (δ34
S =
4,22 a 5,07‰) e para a alteração tardia (4,67 a 4,79‰) do depósito Pantera permitiu
correlacionar a origem do enxofre a fluidos evaporativos residuais, por meio da circulação de
salmouras que frequentemente formam tanto zonas de alteração Na(-Ca) em regiões distais
como proximais a zonas mineralizadas de maneira similar ao reconhecido no deposito
Pantera. Contudo, contribuição de enxofre de fluidos magmáticos ou das rochas encaixantes
ígneas por mecanismos de interação fluido-rocha não pode ser descartada.
85
7. Referências bibliográficas
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92
APÊNDICE
Tabela 1: Dados geocronológicos da datação U-Pb por LA-SF-ICP-MS dos grãos de zircões utilizados no cálculo da idade de cristalização do granodiorito
(Pt07-147m).
93
Tabela 2: Dados geocronológicos da datação U-Pb por LA-SF-ICP-MS dos grãos de zircões utilizados no cálculo da idade de cristalização do Quartzo-diorito
porfirítico (Pt06-106m).