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1 CAPÍTULO IV CARACTERIZAÇÃO GEOLÓGICA DO ALVO ESTRELA (Cu-Au), SERRA DOS CARAJÁS, PARÁ ZARA GERHARDT LINDENMAYER ANDRÉ FLECK CRISTIANE HEREDIA GOMES ANTÔNIO BENVINDO SOUZA SANTOS ROGÉRIO CARON FERNANDO DE CASTRO PAULA JORGE HENRIQUE LAUX MÁRCIO MARTINS PIMENTEL ALEX DE SOUZA SARDINHA

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3 SUMÁRIO CAPÍTULO IV CARACTERIZAÇÃO GEOLÓGICA DO ALVO ESTRELA (Cu-Au), SERRA DOS CARAJÁS, PARÁ RESUMO ABSTRACT I. INTRODUÇÃO II. TRABALHOS REALIZADOS MATERIAIS E MÉTODOS III. CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL Depósitos Minerais IV. GEOLOGIA DO ALVO ESTRELA V. PETROGRAFIA Andesitos e Gabros Veios Minério Riolitos Zonas Miloníticas Formações Ferríferas Arenitos Arcóseos Litoarenito feldspátco Rochas Intrusivas Rochas Intrusivas Paleoproterozóicas Quartzo diorito Quartzo-álcali-feldspato sienito (episienito) Albita-ortoclásio granito Diabásio VI. QUÍMICA MINERAL Feldspatos Anfibólios Micas Turmalinas Cloritas Outros minerais

4 VII. LITOGEOQUÍMICA Gabros e Andesitos Riolitos Formação ferrífera e Arenitos Rochas intrusivas Granitos Quartzo diorito Diabásio VIII. INCLUSÕES FLUIDAS Descrições petrográficas Inclusões fluidas associadas aos veios da alteração potássica Inclusões fluidas associadas à greisenização Inclusões fluidas associadas á carbonatação Fases sólidas das inclusões fluidas Microtermometria Potassificação Greisenização Carbonatação Espectrometria Raman Conclusões IX. ISÓTOPOS ESTÁVEIS Isótopos de oxigênio em rocha total Isótopos de oxigênio e deutério em minerais Isótopos de enxofre em sulfetos Isótopos de carbono e oxigênio em carbonatos Conclusões X. GEOCRONOLOGIA Andesitos e gabros Rochas intrusivas Minério Minério venular Discussões e conclusões XI. ALTERAÇÃO HIDROTERMAL XII. DISCUSSÃO E CONCLUSÕES XIII. AGRADECIMENTOS XIV. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS

5 Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia CARACTERIZAÇÃO GEOLÓGICA DO ALVO ESTRELA (Cu-Au), SERRA DOS CARAJÁS, PARÁ Zara Gerhardt Lindenmayer 1, André Fleck 1, Cristiane Heredia Gomes 1, Antônio Benvindo Souza Santos 2, Rogério Caron 1, Fernando de Castro Paula 1, Jorge Henrique Laux 3, Márcio Martins Pimentel 3, Alex de Souza Sardinha 4. 1 Universidade Vale do Rio dos Sinos UNISINOS. São Leopoldo - RS zara@unisinos.br; fleck.andre@gmail.com 2 Companhia Vale do Rio Doce CVRD benvindo.santos@cvrd.com.br 3 Universidade de Brasília UnB. Brasília - DF lauxjh@unb.br; marcio@unb.br 4 Universidade Federal do Pará UFPA. Belém - PA sardinha@ufpa.br RESUMO Os andesitos e gabros mineralizados do Alvo Estrela ocorrem diretamente sobre a cúpula de albita-ortoclásio granito. As rochas encaixantes do minério são andesitos cálcio-alcalinos alterados, gabros e riolitos do Grupo Grão Pará. A idade isotópica Sm-Nd de cerca de 2.76 Ga corresponde, provavelmente, à idade de cristalização das rochas vulcânicas originais e gabros do alvo, coincidente com a idade das rochas do Alvo Gameleira e do Grupo Salobo-Pojuca, da base do Supergrupo Itacaiunas. Os riolitos são formados por fenocristais de oligoclásio, quartzo e ortoclásio imersos em matriz de oligoclásio, ortoclásio, quartzo e Fe-biotita. São quimicamente semelhantes aos riolitos da Serra Norte, embora mais alterados e enriquecidos em ETR, Rb, Ce, Th, Nb, Sm e Y. As rochas intrusivas paleoproterozóicas compreendem quartzo-diorito pórfiro (1881 ± 5 Ma, U-Pb em zircão), albita-ortoclásio granito e quartzo-álcali-feldspato sienito (episienito) vermelho (1875 ±1,5 Ma, U-Pb em monazita), cujas idades isotópicas coincidem com a formação do minério, de ca. 1,85 Ga (Sm-Nd, isócrona em rocha total). O ortoclásio-albita granito (OAG), composto por quartzo, feldspato e protolitionita, é peraluminoso e alcalino. Tratase de granito sódico, com razão FeO/Fe 2 O 3 entre 9 e 14. O episienito - quartzo-álcali-feldspato sienito (QAFS) vermelho é constituído por feldspato potássico, fluorita, clorita e magnetita. É álcali-cálcico, metaluminoso e rico em Ba (1220ppm) e Cu (1590ppm). Há perfeita coincidência entre os padrões de ETR do OAG e QAFS, exceto pela ausência de anomalia negativa de Eu no QAFS, sugerindo que o último seja uma fácies hidrotermalizada do OAG. Os granitóides mostram valores de d 18 O entre +7,0 e +10,0, dentro do intervalo esperado para rochas desta natureza. Os andesitos e gabros são rochas muito alteradas, embora ainda portadoras de texturas ofíticas e subofíticas. Os efeitos da alteração hidrotermal encontrada nessas rochas são representados por três tipos principais de assembléias minerais. A assembléia mais antiga e menos hidratada é composta por anfibólio, do tipo hastingsita, pargasita e Fe-hornblenda e plagioclásio reliquiar ígneo substituído, em graus variados, por sericita, carbonato e/ou albita, juntamente com titanomagnetita e epidoto. Essa é a assembléia predominante em gabros e corresponde à alteração cálcico-sódica precoce, embora a coexistência de epidoto, albita, carbonato e clorita em algumas amostras sugira preservação parcial de assembléia metamórfica mais antiga. Segue-se a alteração potássica, junto com ferrificação moderada e sulfetação, dada pela presença de Fe-biotita marrom e verde, junto com siderofilita e magnetita esqueletal, substituindo minerais máficos e plagioclásio. A essa fase está relacionada a mineralização venular. Um estágio de greisenização, tardio e localizado, é representado por Li-muscovita e zinnwaldita, junto com turmalina, quartzo, fluorita, topázio e clorita. Carbonatos sucedem a mineralização. Os gabros e andesitos menos alterados têm assinaturas isotópicas de oxigênio próximas de 5,0-5,5 d 18 O, característicos de rochas não alteradas de composição semelhante. Os padrões de ETR do albita-ortoclásio granito extremamente semelhantes aos de biotita, fluorita e turmalina da ganga dos veios do minério, indicam que fluidos provenientes do granito foram os responsáveis pela concentração do minério no Alvo Estrela. O quartzo diorito pórfiro é a rocha mais enriquecida em Au (5 a 50 ppb) encontrada na área. Seu padrão de ETR normalizado pelo condrito mostra grande semelhança e paralelismo com a rocha greisenizada rica em Rb (>1000ppm) e Li (1080 ppm). A zona mineralizada parece estar controlada por splays da Falha Carajás, encontrando-se em faixa de andesitos e gabros subordinados, balizada a NE e SW por riolitos. Existe um zoneamento dos sulfetos no Alvo Estrela, com predomínio de pirita e pirrotita em direção ao norte e oeste nos riolitos, e calcopirita e pirita a sul e leste, nos andesitos e gabros. A razão S/Cu do minério, em geral, é mais elevada do que nos depósitos da região norte da Serra dos Carajás, como Salobo, Pojuca-Gameleira e Igarapé Bahia-Alemão, onde predominam bornita-calcosita, calcopirita-bornita e calcopirita, respectivamente. Os estilos de mineralização compreendem veios, brechas e stockworks. Os principais minerais de minério são calcopirita, pirita, pirrotita, molibdenita e bornita, além de magnetita, acompanhados da ganga de quartzo, fluorita, albita, siderofilita, turmalina, epidoto, chamosita e topázio. A calcopirita, mineral de cobre mais importante, é aurífera (0,177 apfu de Au). A pirita é cobaltífera (Co = 0,012-1,756 apfu) e a pirrotita é niquelífera (Au = 0-0,139, Ni = 0,147-0,375 apfu). A sucessão mineral descrita sugere que o fluido era inicialmente neutro a alcalino e oxidante, passando a ácido e redutor durante o estágio de greisenização. Na fase tardia final e escassa os carbonatos ocorrem acompanhados de quartzo e fluorita, sugerindo diminuição na pressão de P CO2 e alta razão Ca/Na. As inclusões fluidas revelam flutuações de salinidade ao longo dos eventos de alteração hidrotermal da área. A coexistência geral de inclusões fluidas bifásicas aquosas e trifásicas/multifásicas saturadas, juntamente com a ampla variação de salinidade, indica fluidos hidrotermais com importante contribuição granítica, podendo ser explicados por processo de reação contínua entre o fluido e a rocha encaixante durante a queda de temperatura. Participaram também desse sistema hidrotermal fluidos provenientes das rochas máficas, possivelmente já metamorfisadas, conforme indicado pela assinatura isotópica de oxigênio e deutério, e que contribuíram com alguns metais, tais como Ni e Co, imprimindo à assembléia mineral caráter bimodal. A biotitização leva d 18 O das amostras de gabros e andesitos para valores próximos dos granitos, cujos fluidos foram possivelmente os responsáveis pela alteração. Valores mais baixos de d 18 O mostram que a alteração fílica e greisenização nos andesitos e gabros foi mais intensa quanto mais empobrecida em d 18 O se mostra a rocha. Greisenização e brechação tardias tiveram importante contribuição de águas meteóricas, embora quartzo do veio de greisen tenha se equilibrado com fluidos metamórficos. O valor de d 18 O = +5,3 do oxigênio do fluido, em equilíbrio com quartzo dos veios, na temperatura de 250 C, indica fluidos de origem metamórfica para a 157

6 Caracterização Geológica do Alvo Estrela (Cu-Au), Serra dos Carajás, Pará greisenização. Os fluidos tardios (d 18 O = +1,3), em temperatura de equilíbrio isotópico do oxigênio de 165 C, possuíam já forte influência de águas meteóricas. A alteração potássica, responsável pela formação maciça de biotita-siderofilita na área, juntamente com a sulfetação, teve influência de fluidos magmáticos derivados dos granitos (o que concorda com os valores de d 18 O de rocha total). Já fluidos metamórficos foram possivelmente preponderantes no transporte e deposição de metais. À medida que o sistema esfriava, a mistura de fluidos tornava-se maior e os fluidos meteóricos passaram a ter papel importante quando do fechamento do sistema, em regime rúptil, abaixo de 200 C. Os valores de d 34 S de calcopirita (+0,1 a +3,5) e pirita (+0,6 a +4,1), além de molibdenita (+0,9) indicam fonte magmática para o enxofre. Nos carbonatos dos veios tardios d 13 C de calcita é compatível com origem magmática, enquanto o de siderita poderia ser atribuído a carbono crustal, com influência de fluidos hidrotermais. Alteração hidrotermal intensa e extensa, juntamente com formação dos veios mineralizados em Cu-Au, teve lugar em ca. 1,85 Ga. Os valores fortemente negativos de e Nd (T) dos veios sugerem derivação de fluidos a partir de fonte com assinatura isotópica de Nd arqueana. A idade Re-Os de 2,7 Ga em molibdenita deformada na borda de um veio mineralizado de idade isocrônica Sm-Nd de 1857 ± 98 Ma, junto com a presença de molibdenita não deformada e mais jovem, sugere fortemente que haja mais de uma geração de molibdenita na área. A idade da molibdenita não reflete necessariamente a idade da mineralização cupro-aurífera dos depósitos de Cu-Au da região da Serra dos Carajás. Os dados isotópicos e geocronológicos demonstram que a mineralização de Cu-Au e o evento hidrotermal associado são paleoproterozóicos, sem associação com os eventos ígneos arqueanos. A comparação com os depósitos do Salobo, Bahia-Alemão e mesmo Gameleira mostra que no Alvo Estrela não ocorrem as grandes massas de magnetita, características dos depósitos de óxido de Fe, Cu-Au. A alteração cálcico-sódica que antecede a mineralização carece de fases como escapolita e as assembléias minerais vinculadas a esse estágio são raras, podendo muitas vezes ser atribuídas a metamorfismo regional, anterior à intrusão granítica. Superposta à alteração potássica dominante, na qual Fe-biotita e siderofilita são os principais minerais, ocorre greisenização em faixas localizadas, caracterizada por quartzo, topázio, fluorita, turmalina, clorita e micas litiníferas, como protolitionita, Li-muscovita e zinnwaldita; as rochas que as contêm apresentam teores de Li acima de 1000 ppm. Estes dados parecem caracterizar um depósito de tipo híbrido, com algumas características comuns aos depósitos de óxido de Fe, Cu-Au e de cobre pórfiro de alto enxofre nos estágios precoces, evoluindo para greisenização tardia. As feições regionais que controlam os demais depósitos de óxido de Fe, Cu-Au de Carajás estão também presentes no Alvo Estrela, como o controle a partir de splays da Falha Carajás, a concentração do minério em andesitos reativos, balizados por duas falhas silicificadas, que poderiam ter agido como barreiras na canalização dos fluidos hidrotermais, e a relação direta com granitos, fontes de calor, fluidos e alguns metais, como mostram os elementos associados F, U, ETRL, Mo, K, Rb, B e Li. Os valores negativos de e Nd (T) das rochas do Alvo Estrela sugerem contaminação com material crustal mais antigo, tal como o complexo Xingu na região do Bloco Rio Maria, que é discordantemente recoberto pelas rochas vulcânicas do Supergrupo Itacaiunas, na Região da Serra do Rabo. Da mesma forma, as razões Th/Yb versus Ta/Yb dos riolitos sugerem ambiente de margem continental ativa. A comparação dos resultados das datações isotópicas Sm-Nd de Salobo, Gameleira (Pimentel et al., 2003) e do Alvo Estrela sugerem que as rochas hospedeiras são cronocorrelatas. Todavia, os valores de e Nd (T) das rochas do Alvo Estrela (-3,2), Gameleira (-1,4 em andesitos, 0,8 em gabros) e Salobo (-0,1) sugerem que elas não são cogenéticas. O valor menos negativo para a isócrona, quando as rochas vulcânicas do Salobo são analisadas junto com as do Alvo Gameleira, sugere que as rochas do Salobo são menos contaminadas com crosta continental (Pimentel et al., 2003). Levando-se em conta também as razões de elementos traços menos móveis, pode-se especular que o continente do arco magmático Grão Pará estava situado ao sul da Serra dos Carajás, possivelmente no Bloco Rio Maria. Sintetizando, compreendem os principais vetores para exploração de depósitos minerais paleoproterozóicos, híbridos e semelhantes ao Alvo Estrela, na região da Serra de Carajás: Controle estrutural marcado por splays NS da falha Carajás; Existência de andesitos reativos, balizados por zonas impermeáveis, representadas por milonitos silicificados ou intrusões tabulares, propícias à canalização dos fluidos hidrotermais; Alta razão rochas máficas reativas/rochas félsicas menos reativas aos fluidos hidrotermais; Presença de granitos paleoproterozóicos, fonte de calor e metais, refletida por intensa biotitização das rochas encaixantes; Ausência de grandes massas de magnetita, ou mesmo desaparecimento de rochas regionais ricas em ferro, devido à lixiviação do Fe pelos fluidos ácidos, responsáveis pela greisenização e deposição dos minerais ricos em Li e Rb; Presença de sulfetos de alta razão S/Cu, como pirita, pirrotita, calcopirita; Discreta alteração cálcico-sódica; Presença maciça de fluorita, associada às micas litiníferas incolores a castanho-claras em amostras de mão (protolitionita, Li-muscovita e zinnwaldita), juntamente com turmalina e clorita. em zonas greisenizadas tardias. ABSTRACT The Estrela Cu-Au deposit in the Serra dos Carajás region is hosted by altered andesites and gabbros and rhyolites of the Grão Pará Group, Itacaiunas Supergroup, formed at 2.76 Ga (Sm-Nd isochronic age). The deposit is in a 400 m thick sequence of altered andesites, and minor gabbros composed of biotite, quartz, albite, tourmaline, fluorite, hastingsite, pargasite, Fe-hornblende, and magnetite, cut by Paleoproterozoic porphyritic quartz diorite, orthoclase-albite granite, topaz-orthoclase-albite granite and quartzalkali-feldspar syenite (episyenite). These rocks intruded the volcanic sequence after the onset of the mylonitic foliation and prior to the episode of brittle deformation. The mineralization is epigenetic, mostly in quartz veins, disseminated in the host rocks, filling foliation fissures, or forming the matrix of brecciated quartz veins. Main sulfides are chalcopyrite, pyrite, and pyrrhotite, with traces of bornite, molybdenite, and gold. There is a sulfide zonation in the ore, with pyrite and pyrrhotite dominating in the rhyolites to the north and west, and chalcopyrite and pyrite prevailing in the intermediate to mafic rocks to the south and east of the prospect. The S/Cu ratio is higher than in the major deposits situated to the north of the Serra dos Carajás: Salobo, Pojuca-Gameleira, and Igarapé Bahia, where bornitechalcocite, chalcopyrite-bornite and chalcopyrite dominate, respectively. The host rocks of Estrela Cu-Au deposit were affected by early calcic-sodic alteration followed by potassic alteration, accompanied by moderate ferrification and sulfidation, which transformed the igneous protoliths into biotite-rich rocks. Based on specific paragenetic sequences of mineral replacements, and mass balance calculations, most of the major and many of the minor and trace elements have been mobilized during deformation and hydrothermal alteration. The hydrothermally altered calc-alkaline andesites and cogenetic gabbros of the Estrela deposit have been dated at 2579±150 Ma with e Nd (T) of 3.2. The Na:Ca ratio in the fluid probably increased with declining temperatures. This was recorded by succeeding mineral assemblages in andesites and gabbros, that went from hastingsite, Fe-pargasite, albite, biotite, and quartz towards the Ca-poor association of biotite, siderophyllite, albite, tourmaline, and fluorite, to the late alteration assemblage of fluorite, 158

7 Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia topaz, chlorite, tourmaline, quartz, zinnwaldite, and Li-muscovite. A water-rich, variably saline hydrothermal fluid was characterized by fluid inclusion studies. Association of CO 2 -deficient inclusions presenting a wide range of homogenization temperatures and salinities has been described in the literature as typical of fluids holding a strong magmatic (granitic) inheritance. Hotter fluids, responsible for potassic alteration and albitization were oxidizing alkaline and held high K and Cl activities, in addition to high Na:Ca ratios. These fluids turned into acidic and reducing towards the late greisenization stage. During cooling, decreasing of the Na:Ca ratio probably occurred, accompanied by sharp increasing of F activity, as evidenced by the massive presence of fluorite. Rare epidote and calcite attest to the slightly growing Ca activity towards the latest hydrothermal phase. Textural data from Estrela, where the REE minerals are always associated with sulfide veins, and occur as inclusions in biotite and siderophyllyte indicate that crystallization of F-rich biotite, fluorite and metallic phases would be the main mechanisms responsible for the crystallization of REE minerals. The inequivocal relationship of Cu-Au mineralization with the orthoclase-albite granite of Estrela is mainly attested by the perfect coincidence of REE patterns of fluorite, tourmaline, biotite, and orthoclase-albite granite. Presence of silicified shear zones at the andesite contacts, acting as a rigid and impermeable body, played an important role for the channeling of the circulating hydrothermal fluids. The vein mineralization was simultaneous with the quarz-alkali-feldspar syenite (episyenite) (1875±1.5 Ma, U-Pb, zircon) and quartz diorite 1880±5.1Ma, U-Pb monazite) emplacement, at 1857±98 Ma (Sm-Nd, isochron). Geological and isotopic data support correlation of the Estrela host rocks with the basaltic andesites and quartz diorite sills of the N4 iron mine, and of the Gameleira deposit. This volcanic and intrusive rock association belongs to the Parauapebas Formation, Grão Pará Group, which has been generated in a collisional setting of an Archean continental margin. The early mineralizing fluids were metamorphic in origin, as attested by d 18 O and dd values in quartz veins and fluid inclusions. The decreasing of d 18 O values accompanied by temperature dropping suggests a mixing of the hot fluid with meteoric water. This is in accordance with the d 18 O values of +5.3 to +1.3 calculated for the mineralizing fluid as indicative of a metamorphic origin, with metal precipitation produced by fluid mixing. The ranges of d 13 C PDB and d 18 O SMOW in two calcite samples from veins of the Estrela deposit are to and to , respectively and and to in one siderite sample. The calcite samples plot very close to the magmatic water field, and the siderite almost overlaps with samples of siderite from the Igarapé Bahia deposit. A magmatic source for sulfur is indicated by the d 34 S of chalcopyrite (+0.1 to +3.5 ), pyrite (+0.6 to 4.1 ), and molybdenite (+0.9 ). It seems that the presence of some ingredients, which lead to the metal concentration are very important: splays of regional-scale shear zones together with reactive basaltic rocks, a granitic intrusion as the source of fluids, an impermeable unit to act as a barrier to the magmatic-hydrothermal mineralized fluids, and a high basaltic to felsic host rock ratio. The sulfur concentration increases along with the granitic-to-mafic volume ratio of the host rocks. I. INTRODUÇÃO O Alvo Estrela (Cu-Au) está localizado na porção leste da Serra dos Carajás, na denominada Serra do Rabo, no extremo SE do município de Parauapebas, sudeste do Estado do Pará (Figura 1). Cobrindo superfície de 2 km 2, a área foi pesquisada pela Docegeo no período compreendido entre 1998 e A seleção da área foi fruto da presença de anomalias geoquímicas, já detectadas na década de 80, e levantamentos aerogeofísicos, além de trabalhos mais recentes de magnetometria e gamaespectrometria terrestre. A pesquisa contou com levantamentos geoquímicos de solo e geofísicos terrestres (IP e TEM), além de sondagem exploratória. Os trabalhos foram suspensos em 2002 devido aos resultados pouco promissores, com a estimativa de reserva potencial da ordem de 230 Mt a 0,5% Cu. O estudo do Alvo Estrela foi patrocinado pelo CT-Mineral-ADIMB-FINEP- DNPM e teve por objetivo principal o estabelecimento de parâmetros para caracterização de áreas com mineralização paleoproterozóica em Carajás, tal como o Alvo Gameleira. Os depósitos de Carajás parecem compreender uma variedade singular de mineralizações arqueanas a paleoproterozóicas em uma mesma região. Num extremo estão depósitos do tipo Salobo, IOCG clássicos (Lindenmayer 2003), e no outro extremo parece estar Breves, englobando processos sucessivos de alteração, em modelo híbrido entre óxido de Fe, Cu-Au, cobre pórfiro e Sn-W relacionado a granito (Botelho et al. 2004, Tallarico et al., 2004), sugerindo um continuum desde IOCG até alteração do tipo fílica dominante, com estágio intermediário de alto enxofre, semelhante aos depósitos de cobre pórfiro. A comparação das idades isotópicas e composição de diversos desses depósitos indica variação secular do estilo de alteração regional, com os fluidos, inicialmente oxidantes e alcalinos, evoluindo para ácidos e redutores. Todos esses depósitos são muito enriquecidos nos grandes íons litófilos (LILE) e também em Co, Ni e Cr, significando que a composição dos fluidos mineralizantes modificou-se por interação com rochas máficas e graníticas. O Alvo Estrela, aqui descrito, guarda feições de todas estas variações seculares no estilo de mineralização. II. TRABALHOS REALIZADOS MATE- RIAIS E MÉTODOS A caracterização geológica do Alvo Estrela está baseada nos dados de Docegeo (2002) e nos trabalhos executados pelos autores, compreendendo descrições macroscópicas detalhadas de 4152m de testemunhos de sondagem provenientes de furos localizados em duas seções, situados na zona mineralizada (3400 SE e 3800 SE), além da descrição parcial de quatro seções (1600 SE, 4100 SE, 4700 SE e 5200 SE), seguida da coleta de 423 amostras, das quais 212 foram selecionadas para confecção de lâminas delgadas e polido-delgadas. A preparação de amostras para análises químicas foi efetuada nos laboratórios da Universidade do Vale do Rio dos Sinos UNISINOS, bem como a confecção e descrição das lâminas delgadas, polido-delgadas e bi-polidas. 159

8 Caracterização Geológica do Alvo Estrela (Cu-Au), Serra dos Carajás, Pará A preparação das amostras, tanto para análise química total, quanto para isótopos de oxigênio, em número de 49 e 20, respectivamente, constou do corte de fatias de rochas, medindo 10 a 12 cm de comprimento e cerca de 1 cm de espessura. Essas fatias, após serem lixadas para eliminar os vestígios da serra, caneta ou fitas adesivas, foram lavadas e secadas completamente por meio de jato de ar comprimido. Foram então colocadas em sacos plásticos, revestidos externamente por papel, sobre uma placa de aço e quebradas a marteladas. Subseqüentemente as amostras foram pulverizadas em fração inferior a 200 mesh, em moinho de anéis do tipo Shatter Box. Figura 1 Mapa de localização do Alvo Estrela (modificado de Docegeo 2002). Cinco amostras de fluorita, turmalina e biotita, selecionadas para análises de elementos maiores e traços e 5 amostras de quartzo, biotita e clorita para análises isotópicas de oxigênio e deutério, foram obtidas por catação manual sob lupa binocular, tendo sido posteriormente pulverizadas da mesma maneira que as amostras de rocha. Grãos de molibdenita, para datações Re - Os, foram obtidos também por catação manual sob lupa binocular. Os elementos maiores SiO 2, Al 2 O 3, TiO 2, Fe 2 O 3, MnO, MgO, CaO, K 2 O, Na 2 O e P 2 O 5, foram analisados por ICP com fusão por metaborato/tetraborato de lítio; elementos traços e ETR foram analisados por ICP-MS, também com fusão das amostras por metaborato/tetraborato de lítio. FeO foi determinado por titulação e Au por fire assay seguido de determinação por AA, no laboratório ACTLABS, Canadá. Sulfetos para análises de isótopos de enxofre (17 amostras) e carbonatos para análises de isótopos de carbono e oxigênio (3 amostras) foram extraídos e pulverizados por meio de broca de dentista dotada de pon- 160

9 Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia ta fina de vídia, sendo a seleção final dos grãos efetuada sob lupa binocular. As análises isotópicas de enxofre foram realizadas no Laboratório de Isótopos estáveis da Universidade de Calgary, Canadá, de acordo com os procedimentos descritos por Iyer et al (1992). Para as análises de isótopos de enxofre, SO 2 foi liberado de mistura da amostra com SiO 2 - V 2 O 5, em sistema de linha de extração de vácuo ajustado a espectrômetro de massa, usando componentes Micromass 602. As amostras foram aquecidas a 800 C e SO 2 foi separado a partir dos gases liberados, especialmente CO 2 e vapor d água, por meio de destilação fracionada, usando diferentes misturas congelantes. As razões isotópicas das amostras foram comparadas com gás padrão do laboratório. As razões isotópicas são dadas em relação a CDT (Canyon Diablo Troilite) e a precisão da análise é de ± 0,2. A acuracidade das análises foi verificada por meio da utilização de padrões fornecidos pelo National Bureau of Standards (NBS). As análises isotópicas de carbono e oxigênio foram realizadas no Laboratório de geoquímica isotópica da Universidade Federal de Pernambuco. CO 2 gás foi extraído dos carbonatos pulverizados, em linha de alto vácuo, depois de reagir com ácido fosfórico 100%, a temperatura de 25 C por um dia (três dias no caso de dolomitos ou misturas de calcita-dolomita) e limpas criogenicamente, de acordo com o método descrito por McCrea (1950). O gás CO 2 liberado foi analisado para isótopos de C e O em espectrômetro de massa SIRA II, usando como referência gás BSC (Borborema Skarn Calcite), o qual, calibrado pelos padrões NBS-18, NBS-19 e NBS-20, tem δ 18 O de -11,28 PDB e δ 13 C de -8,58 PDB. Os resultados são expressos na notação δ em relação à escala internacional do belemnito PeDee (PDB). A determinação das idades isotópicas Sm-Nd e U-Pb foi efetuada no Laboratório de Geocronologia do Instituto de Geociências da Universidade de Brasília, coordenado pelo Prof. Dr. Márcio Martins Pimentel. As datações Re-Os em molibdenita foram realizadas no laboratório de Geocronologia da Colorado State University (AIRE), sob responsabilidade da Profa. Dra. Holly Stein. As análises isotópicas de oxigênio e deutério foram realizadas no Laboratório de Isótopos Estáveis da Universidade de Queen s, Ontário, Canadá, pela Dra. Kerry Klasten. As análises minerais, em número de 198 pontos, foram realizadas na Microssonda eletrônica marca Cameca, modelo Camebax SX50 da Universidade de Brasília. Foi utilizada a voltagem de excitação de 15 kv, corrente de 25 h A e diâmetro de feixe de 5 mm. Os padrões utilizados consistiram em minerais naturais, vidros sintéticos e metais. O estudo microtermométrico das inclusões fluidas foi efetuado em 9 lâminas bi-polidas no laboratório de petrografia da UNISINOS, com a platina Chaix Meca (Poty et al., 1976) instalada sobre microscópio Olympus BH2. A reprodutibilidade das medidas efetuadas é de aproximadamente 0,2ºC. A curva de calibração do aparelho foi construída a partir de dados obtidos com inclusão fluida natural rica em CO 2 puro (-56,6ºC), água desmineralizada (0,0ºC) e produtos MERCK indicadores de temperatura (40ºC, 100ºC, 135ºC, 200ºC, 306,8ºC e 398ºC). Foram confeccionadas lâminas bipolidas com espessuras em torno de 0,3 a 0,5 mm, coladas a frio com Entelan e descoladas com Xylol (Merck art. 8687) para evitar alterações devidas à preparação das amostras. Os cálculos de salinidade, densidade, isócoras e estimativas de pressão foram realizados utilizando o programa MacFlinCor (Brown e Hagemann 1994). O código de todas as amostras apresentadas neste texto corresponde ao número do furo de sondagem, seguido da profundidade na qual foram coletadas. Colaboraram nas diversas fases deste trabalho: Dr. João Batista Guimarães Teixeira (UFBA-CNPq), Dra. Kerry Klasten (Queen s University, Canadá), Dra. Holly Stein (Colorado State University), Dr. Sundaram S. Iyer (University of Alberta, Canadá), Dr. Alcides Nóbrega Sial (UFPE), Dr. Luiz Henrique Ronchi (UNISI- NOS), Daniel Piraine Travassos (UNISINOS-DTI/ CNPq), Tatiana Rennau dos Santos (UNISINOS), Janice Caldas Araújo (UNISINOS) e Ana Carolina Nowatzki (UNISINOS). III. CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL A Serra dos Carajás, a maior província mineral brasileira, está situada no leste do Cráton Amazônico e é comparável às grandes províncias minerais que ocorrem em outros locais do planeta, tais como a Província Andina e a do oeste da Austrália. Os depósitos mais importantes da Serra dos Carajás, além das jazidas de Fe, são os do tipo óxido de Fe, Cu-Au, cujas reservas e recursos têm aumentado constantemente devido a novas descobertas. A província foi formada e estabilizada tectonicamente no Arqueano, tendo sido extensivamente afetada por evento magmático paleoproterozóico, representado por diversas intrusões de granitos anorogênicos (Figuras 2 e 3). O embasamento da região da Serra dos Carajás é dominado por gnaisses graníticos, tonalíticos e trondhjemíticos, anfibolitos e quartzitos do Complexo Xingu (Silva et al. 1974), formados há ± 2 Ma e migmatizados há 2.851± 4 Ma (U-Pb, Machado et al. 1991). Núcleos granulíticos mais antigos, como o Complexo Pium, alongados segundo E-W e dispostos a sul da Serra dos Carajás, foram individualizados por Araújo & Maia (1991). Ocupam áreas restritas e são compostos por granulitos máficos e félsicos, enderbitos e charnoquitos de 161

10 Caracterização Geológica do Alvo Estrela (Cu-Au), Serra dos Carajás, Pará idades em torno de 3,0 Ga (Pidgeon et al. 2000), interpretados como fragmentos da crosta inferior, colocados ao longo de zonas de cisalhamento regionais (Araújo & Maia 1991). O Supergrupo Itacaiúnas recobre discordantemente os gnaisses do Complexo Xingu. As rochas englobadas no supergrupo compreendem andesitos basálticos e rochas vulcânicas félsicas, nas quais se intercalam formações ferríferas bandadas, rochas vulcanoclásticas e sedimentares clásticas. O Supergrupo Itacaiúnas foi dividido em três grupos (DOCEGEO 1988), denominados Salobo-Pojuca, Grão Pará e Igarapé Bahia. Idades isotópicas recentes demonstraram que estas unidades são cronocorrelatas, embora não sejam cogenéticas. O Grupo Salobo-Pojuca compreende faixa deformada, de direção WNW, que baliza a norte a região da Serra dos Carajás. É composto por rochas vulcanossedimentares, tais como anfibolitos, xistos, formações ferríferas, metagrauvacas e quartzitos depositados entre e Ma (U-Pb, Machado et al. 1991). Essas rochas, descritas no depósito de Cu-Au do Salobo inicialmente como metamórficas (Lindenmayer 1990), foram reinterpretadas como provenientes de processos de alteração hidrotermal que acompanharam a deposição dos sulfetos de Cu (Lindenmayer & Teixeira 1999). Rochas vulcânicas andesíticas descritas recentemente no Alvo Gameleira indicaram proveniência de magma cálcio-alcalino, geoquimicamente análogo aos magmas de arcos magmáticos. (e Nd (T)= -1,8). A comparação dos resultados das datações isotópicas Sm-Nd de Salobo (e Nd (T)= -0,1) e Gameleira sugerem que elas sejam cronocorrelatas, todavia, os valores de e Nd (T) dessas rochas são indício de que elas não são cogenéticas (Pimentel et al., 2003). O Grupo Grão Pará (Beisiegel et al. 1973) é formado por três unidades. A unidade inferior (Formação Parauapebas, DOCEGEO 1988) é constituída por rochas metavulcânicas bi modais, dominadas na base por basaltos toleiíticos continentais (Gibbs et al. 1986, Olszewsky et al. 1989), ou basaltos shoshoníticos (Meirelles e Dardenne 1991) ou ainda andesitos basálticos e quartzo dioritos cálcio-alcalinos, os últimos com afinidades shoshoníticas (Teixeira & Eggler (1994). No topo da Formação Parauapebas dominam rochas vulcânicas félsicas, traquiandesitos e riolitos, cuja efusão deu-se entre ± 11 Ma (U-Pb, zircão, Trendall et al. 1998) e ± 2 Ma (U- Pb, Machado et al. 1991). Estes dados indicam sincronismo entre a Formação Parauapebas e a deposição do Grupo Salobo-Pojuca. A unidade intermediária do Grupo Grão Pará, denominada Formação Carajás (Beisiegel et al. 1973), é composta por jaspilitos esferulícos e formações ferríferas bandadas, que correspondem ao protominério do ferro laterítico das grandes jazidas de Carajás. Sua idade mínima é determinada por soleira máfica que a corta, datada em ± 8 Ma (U-Pb, zircão, Trendall et al. 1998). Figura 2 Esboço Geológico da região da Serra dos Carajás (modificado de Docegeo 2002). 162

11 Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia A unidade superior (seqüência paleovulcânica superior, Beisiegel et al. 1973; DOCEGEO, 1988 ou upper metasedimentary sequence, Gibbs et al. 1986), compreende rochas vulcânicas, metagrauvacas, filitos e arenitos, com derrames basálticos, tufos e arenitos tufáceos intercalados (Gibbs et al. 1986). O Grupo Bahia, de ocorrência restrita à área da Mina de Au do mesmo nome, é dominado por rochas metassedimentares (pelitos e ritmitos) e metavulcanoclásticas félsicas a máficas, nas quais se intercalam metavulcânicas e intrusivas máficas (DOCEGEO 1988). Idade isotópica obtida em rocha vulcânica máfica (2.745 ± 1 Ma, Galarza et al. 2001) mostrou definitivamente o sincronismo entre as rochas do Supergrupo Itacaiunas. Todas as unidades anteriormente descritas foram discordantemente recobertas há ± 5 Ma (U-Pb, zircão vulcânico sin-deposicional, Trendall et a. 1998) pelos depósitos clásticos, marinhos rasos a fluviais da Formação Águas Claras (Araújo & Maia 1991, Nogueira e Truckenbrodt 1994), anteriormente denominada de Grupo Rio Fresco (DOCEGEO 1988) e Formação Gorotire (Beisiegel et al. 1973). A denominação de Formação Gorotire tem sido utilizada recentemente para designar conglomerados e arenitos conglomeráticos que ocorrem a sul, na região da Serra do Rabo, onde está localizado o Alvo Estrela (Docegeo 2002) e na região da Serra do Cinzento, ao norte (Pinheiro & Holdsworth 1997). Reativações de grandes falhas do embasamento, do tipo direcional e em regime rúptil-dúctil (Pinheiro & Holdsworth 1997), que ocorreram entre ca e Ma, levaram à formação das grandes zonas de falha EW, denominadas de Carajás e Cinzento, concomitantemente ao desenvolvimento de assembléias minerais de baixo grau metamórfico (Pinheiro & Holdsworth 1997), compostas por clorita e titanita. Durante esta importante reativação, colocaram-se diversos sills de gabro-diorito, hoje encaixados nas rochas do Grupo Bahia (Ferreira Fº 1985), nos arenitos da Formação Águas Claras (Barros et al. 1994, Dias et al. 1996), nas formações ferríferas da Formação Carajás na Serra Norte (Teixeira & Eggler 1994) e na Serra Sul (Lindenmayer et al. 2002). Granitos neoarqueanos alcalinos e metaluminosos deformados, tais como os da Suíte Plaquê (Araújo et al. 1994), com idade de ± 29 Ma (Macambira et al. 1996), do Complexo Granítico Estrela (2.763 ± 7 Ma, Barros et al. 2001), o granito Planalto (2747 ±2 Ma, Huhn et al. 1999) e o Granito Serra do Rabo (2.743 ± 1,6 Ma, Sardinha 2003), marcam a existência de fase de deformação regional importante na região (Barros et al. 2001), concomitante com a efusão dos basaltos do Supergrupo Itacaiunas. Durante as reativações tectônicas ocorridas no período entre ca e Ma foram colocados os granitos Salobo e Itacaiúnas, respectivamente há ± 2 Ma (U-Pb em zircão, Machado et al. 1991) e ± 37 Ma (Pb-Pb, zircão, Souza et al. 1996). Estes granitos possuem também afinidade alcalina, são peraluminosos a metaluminosos, e foram afetados por deformação dúctil (Barros et al. 1997; Lindenmayer et al. 2003). A história tectônica da região da Serra dos Carajás envolve uma fase de convergência arqueana, seguida pela atividade de uma pluma mantélica. A subducção ocorreu abaixo da porção sul da região de alto grau do Complexo Xingu (Complexo Pium), entre 2,76 e 2,74 Ga. Antes da colisão, ambas as margens continentais haviam tido história geológica complexa. A margem passiva encontra-se na borda norte do terreno granito-greenstone do Bloco Rio Maria, situado a sul, enquanto que a margem ativa foi também desenvolvida sobre crosta continental antiga, onde atualmente se situa a Bacia Carajás. No período entre 1,89 e 1,87 Ga os terrenos de alto e baixo grau foram invadidos por dezenas de plutões graníticos anorogênicos, representados na área pelos granitos Carajás, Cigano, Pojuca e Salobo Jovem. Os granitos paleoproterozóicos de Carajás foram colocados em níveis crustais rasos, durante regime tectônico extensional, em resposta à atividade de pluma mantélica que deu origem ao vulcanismo continental em todo o Cráton Amazônico entre 1,88 e 1,76 Ga (Figura 2). Depósitos Minerais Os maiores depósitos de Cu-Au, atualmente conhecidos na região da Serra de Carajás, encontram-se hospedados em rochas do Supergrupo Itacaiunas: Grupos Igarapé Bahia (Au Bahia e Cu-Au Alemão), Salobo-Pojuca (Cu-Au Salobo, Cu-Au Gameleira e Cu-Zn Pojuca) e Grão Pará (Cristalino, Sossego e Alvo 118). Depósitos menores, como Águas Claras e Breves, estão hospedados nos arenitos da Formação Águas Claras. A variedade das rochas encaixantes aponta para depósitos epigenéticos (Tallarico et al., 2000, 2004, Lindenmayer 2003, Botelho et al., 2004). Os dados disponíveis atualmente fizeram com que o modelo óxido de Fe-Cu-Au passasse a ser aceito sem restrições pela grande maioria da comunidade geológica. O modelo, porém, tornou-se muito amplo, a ponto de abrigar extensa gama de subtipos, cada um deles com suas peculiaridades e controles próprios. A assembléia de minerais de alteração, a paragênese sulfetada e a associação de metais (Fe-Cu-Au-Mo-Co- U-F-ETR) encontradas nos depósitos de Carajás, em geral, assemelham-se muito às dos depósitos do distrito de Cloncurry, na Austrália, formados em temperaturas e profundidades relativamente grandes, tais como Ernest Henry, Monakoff e Mount Kalbadon (Williams 2000). 163

12 Caracterização Geológica do Alvo Estrela (Cu-Au), Serra dos Carajás, Pará Figura 3 Evolução tectônica da Província Mineral de Carajás (Teixeira & Lindenmayer, 2006). 164

13 Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia Os depósitos de Fe-Cu-Au proterozóicos ocorrem em terrenos cratônicos, são controlados por grandes estruturas tectônicas e se associam com magmatismo anorogênico, ou magmatismo ensiálico, embora depósitos amagmáticos sejam também encontrados (Williams 2000, Pollard 2000). Estão concentrados em rochas de idade desde paleoproterozóica superior até mesoproterozóica inferior (1,8 1,4 Ga), Os depósitos de Fe-Cu-Au de Carajás parecem apresentar quase todas as feições acima referidas. As extensas falhas do embasamento foram reativadas diversas vezes (Pinheiro e Holdsworth 1997). Essas reativações envolveram as grandes zonas de falha EW, denominadas de Carajás e Cinzento, formadas entre ca e Ma e reativadas em torno de 1.8 Ga. As características estruturais e micro-estruturais descritas no Grupo Salobo-Pojuca, no depósito do Alvo Gameleira, mostram os domínios de extensa zona de falha transcorrente, importante em escala regional. Trata-se, possivelmente, de estrutura de segunda ordem ligada à Falha Carajás (Lindenmayer et al. 2001). Em falhas secundárias, associadas a essas grandes falhas regionais, estão igualmente diversos depósitos. Tendo-se em conta as idades isotópicas disponíveis para os minerais de minério de Carajás (sem levar em consideração as possíveis diferenças ocasionadas por métodos de análises isotópicas distintos), houve três fases de recorrência das mineralizações, todas elas produzindo depósitos minerais com características geológicas muito semelhantes. Parece haver um possível zoneamento da razão Cu/S em escala regional. Esta razão diminui de NW para SE. Bornita e calcosita predominam no depósito do Salobo, Gameleira mostra calcopirita>bornita, Bahia apresenta calcopirita >> bornita, enquanto no Alvo Estrela a assembléia dominante corresponde a calcopirita>pirotita>pirita. Os grandes depósitos têm as brechas como o tipo principal de minério (sendo Salobo, aparentemente uma exceção). As encaixantes máficas também parecem ser condição importante para os depósitos maiores. Aparentemente algumas feições que levaram á concentração de metais são muito importantes, tais como splays de grandes falhas regionais, juntamente com a presença de rochas vulcânicas máficas reativas, intrusões graníticas como fontes de fluidos, uma unidade impermeável agindo como barreira aos fluidos mineralizantes hidrotermais-magmáticos e alta razão máfico-félsicas das rochas hospedeiras (Lindenmayer et al. 2001). Todos os depósitos são enriquecidos em LILE a também em Co, Ni e Cr, indicando que a composição do fluido mineralizante variou após a interação com rochas graníticas e máficas. IV. GEOLOGIA DO ALVO ESTRELA O Alvo Estrela está localizado na Serra do Rabo, extensão leste da Serra dos Carajás, situada no extremo SE do município de Parauapebas, sudeste do Estado do Pará (DOCEGEO 2002). Encontra-se em faixa de direção WNW, com foliação de direção NW e mergulhos próximos da vertical, sub-paralela à falha Carajás (DOCEGEO 2002). O depósito mineral estudado se encontra diretamente sobre a cúpula de granito. Há apenas dois afloramentos na área, um de formação ferrífera e outro de quartzo diorito. Em conseqüência, a geologia da área, apresentada a seguir, baseia-se na descrição de testemunhos de furos de sondagem e interpretações das seções 3400 SE e 3800 SE e descrições parciais das seções 1600 SE, 4100 SE, 4700 SE e 5200 SE, juntamente com reinterpretação do mapa geológico da área, elaborado por geólogos da CVRD, em Dominam na área rochas neoarqueanas do Grupo Grão Pará, constituídas por vulcânicas andesíticas, gabros e riolitos e lentes de formações ferríferas bandadas, estas últimas representantes da Formação Carajás. Arenitos atribuídos à Formação Gorotire ocorrem no sudoeste da área. O pacote é cortado por rochas paleoproterozóicas, compreendendo ortoclásio-albita granito, não aflorante e quartzo diorito. O ortoclásio-albita granito apresenta duas fácies: episienito (quartzo-álcali-feldspato sienito vermelho, ocupando a parte norte da área (Figura 4), e topázioortoclásio-albita granito. Diques de diabásio, orientados segundo falhas de direção norte-sul são também freqüentes. Todas as rochas encontradas no alvo, com exceção dos diques de diabásio, apresentam intensidades variadas de alteração hidrotermal. A zona mineralizada parece estar controlada por splays da Falha Carajás (DOCEGEO 2002), encontrando-se preferencialmente em faixa de andesitos e gabros subordinados, balizada a NE e SW por riolitos. O minério de Cu-Au é venular e muitas vezes brechado ou formando stockworks. Os principais minerais de minério são calcopirita, pirita, pirrotita, molibdenita e bornita, além de magnetita. As rochas vulcânicas félsicas são riolitos porfiríticos que balizam o pacote principal de andesitos mineralizados, tanto a NE quanto a SW da área nas seções estudadas (Figuras 5, 6 e 7). O pacote de riolito que se encontra a NE da área é bem definido e mais espesso, com espessuras aparentes entre 300 e 500m, enquanto o riolito que se encontra a SW apresenta espessuras aparentes menores, entre 20 e 50m. O contato entre os pacotes riolítico e andesítico se dá por meio de zonas de falha, muitas vezes intensamente brechadas e/ou milonitizadas, como no con- 165

14 Caracterização Geológica do Alvo Estrela (Cu-Au), Serra dos Carajás, Pará tato a NE, onde a zona brechada é acompanhada por pronunciada silicificação do riolito. Essas zonas apresentam tanto brechas com fragmentos de brechas pré-existentes, como milonitos brechados, indicando que foram reativadas diversas vezes sob regimes dúcteis e rúpteis. O riolito é predominantemente composto por fenocristais de quartzo subédrico e fedspato euédrico, por vezes corroídos, imersos em matriz de granulação fina onde predominam quartzo, feldspato e mica branca, embora em alguns locais a matriz apresente biotita verde e clorita subordinada, emprestando à rocha coloração esverdeada, diversa da coloração cinza clara usual. Pirita euédrica, N N N FD-24 FD-21 FD-11 FD-41 LT-3400 SE LT-3800 SE LT-4100 SE FD-17 FD-15 FD-14 FD-44 FD-09 FD-43 FD-02 FD-07 FD-18 FD-37 FD-01/04 S D FD-42 FD-06 FD-03 FD-25 FD-16 LEGENDA Canga laterítica Diabásios Episienito Arenitos arcoseanos - Fm. Gorotire Gabros Riolitos Grão Pará Formação ferrífera bandada Andesitos Granito Serra do Rabo CONVENÇÕES Malha Topográfica Falha inferida Falha N S D FD-23 Falha normal Furo de sondagem ESCALA 1: m E E E E E E Figura 4 Mapa geológico do Alvo Estrela (modificado de Docegeo 2002). Figura 5 Seção geológica 3400 SE (modificado de Docegeo 2002). 166

15 Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia calcopirita e pirrotita ocorrem disseminadas na matriz do riolito. O pacote de andesito tem espessuras aparentes entre 400 e 650m. Essas rochas são maciças ou foliadas e possuem textura subofítica fina ou textura de fluxo reliquiar. São compostas por plagioclásio, anfibólios cálcicos e biotita (siderofilita, protolitionita), assim como turmalina, quartzo, mica branca, apatita e epidoto. Os andesitos constituem o principal hospedeiro da mineralização, em zonas intensamente venuladas. Os gabros alterados, ocorrem sob forma de apófises de corpo máfico encaixado em riolitos a norte da zona mineralizada. As apófises de gabro são observadas em intercalações medindo 3 a 35 metros ao longo do eixo dos furos de sondagem, penetrando nos andesitos e riolitos. A apófise encaixada nos derrames andesíticos têm conta- Figura 6 Seção geológica 3800 SE (modificado de Docegeo 2002). Figura 7 Seção geológica 4100 SE (modificado de Docegeo 2002). 167

16 Caracterização Geológica do Alvo Estrela (Cu-Au), Serra dos Carajás, Pará tos difusos. Os gabros têm textura ofítica a subofítica e granulação média a grossa, tendo anfibólio cálcico ou biotita e plagioclásio como minerais de alteração principais. O contato entre andesito e gabro se dá de forma gradual, sendo que andesito apresenta com maior freqüência zonas intensamente biotitizadas, o que dificulta a determinação da sua espessura, mesmo que aparente. Zonas intensamente brechadas, venuladas e mineralizadas também são encontradas nos gabros, embora bem menos representativas do que as existentes nos andesitos. Existe zoneamento dos sulfetos no Alvo Estrela, com predomínio de pirita e pirrotita em direção ao norte e oeste, que parece estar relacionado à rocha encaixante: calcopirita e pirita predominam nos andesitos e gabros e pirita e pirrotita dominam nos riolitos. A razão S/Cu do minério, em geral, é mais elevada do que nos depósitos da região norte da Serra dos Carajás, como Salobo, Pojuca-Gameleira e Igarapé Bahia, onde predominam bornita-calcosita, calcopirita-bornita e calcopirita, respectivamente. Os intervalos mineralizados podem variar de centímetros a vários metros e os veios são compostos por quartzo, turmalina, fluorita, biotita verde, apatita, epidoto, topázio e mica branca, juntamente com calcopirita, pirita, pirrotita e muito subordinadamente bornita, junto com magnetita e ilmenita. São freqüentes as zonas de minério brechado com espessuras aparentes entre 0,5 cm e 10 m. As brechas são clasto suportadas e nelas, fragmentos angulosos de andesitos são cimentados por fluorita, quartzo, Febiotita, siderofilita, albita, calcopirita, pirita e pirrotita. Observam-se zonas greisenizadas, com aspecto bleached, de cor cinza clara, granulometria fina e espessura aparente entre 6 e 10 metros, cortando as rochas vulcânicas e os granitos. Contêm quartzo, turmalina, clorita, topázio, zinnwaldita e protolitionita. A formação ferrífera bandada, da Formação Carajás, ocorre em lentes intercaladas no pacote vulcânico, nas porções NW e SE do Alvo Estrela, desaparecendo completamente na zona do minério. Formação ferrífera bandada, senso estrito, foi encontrada raramente devido à deformação intensa a que essas rochas foram submetidas. Na seção 1600 SE, no extremo NW do Alvo, a lente de formação ferrífera, com espessura aparente de cerca de 20 m, encontra-se em contato por falha com arenitos Gorotire brechados. A SE da zona mineralizada, seção 5200 SE, a lente com a mesma espessura aparente da anterior, mostra contato com gabro também por meio de falha. Arenitos, atribuídos à formação Gorotire (Docegeo 2002), ocorrem no extremo oeste da área. Estes arenitos foram interceptados unicamente pelo furo 24, situado na Seção 1600 SE. Trata-se de intervalo com cerca de 55m de espessura aparente de arenitos feldspáticos com níveis conglomeráticos, de cor esverdeada e brechados, em contato por falha com a formação ferrífera da Formação Carajás. O granito Serra do Rabo aflora a sudeste da área do Alvo Estrela. Trata-se de um biotita-hornblenda-microclínio granito arqueano (2743 ± 1,6 Ma, U-Pb) de assinatura geoquímica alcalina e metaluminosa (Sardinha 2002). As rochas intrusivas paleoproterozóicas da área compreendem quartzo diorito pórfiro e albita-ortoclásio granito apresentando fácies topázio-albita-ortoclásio granito e quartzo-álcali-feldspato sienito (episienito) vermelho. O quartzo diorito é rocha cinza escura, formada por fenocristais euédricos a subédricos de feldspato, imersos em matriz de Fe-biotita, quartzo e feldspatos. O ortoclásioalbita granito apresenta uma variedade de cor rósea com protolitionita (entre 5 e 10%) e outra de cor cinza clara, por vezes bandada e composta por quartzo, feldspato e protolitionita (entre 10 e 15%). O episienito - quartzoálcali-feldspato sienito vermelho é constituído por feldspato potássico, fluorita, clorita e magnetita. O topázio-albita granito é cinza claro e de granulação fina composto por quartzo, albita, ortoclásio, zinnwaldita, Li-muscovita e topázio. Veios de calcopirita com biotita, feldspato potássico róseo e quartzo são freqüentemente observados nas rochas intrusivas. Diversos diques de diabásio cortam a área mineralizada. São nitidamente posteriores aos eventos mineralizantes, uma vez que cortam todos os litotipos presentes e não apresentam resquícios de alteração hidrotermal. Os diques têm espessuras aparentes desde alguns centímetros até 25 metros. Os mais possantes mostram bordos vítreos e granulação muito fina passando a média à medida que aumenta a distância dos bordos em direção ao centro do corpo. Sua textura varia de ofítica a subofítica, com plagioclásio imerso em matriz de clinopiroxênio e plagioclásio, além de quantidades significativas de magnetita. V. PETROGRAFIA Andesitos e gabros Os andesitos são rochas marrons esverdeadas, variando de maciças a foliadas. São cortadas por diversas famílias de veios (Figura 8c) e mostram textura subofítica fina reliquiar e são compostas principalmente por plagioclásio e biotita, esta última, em substituição aos minerais máficos originais, juntamente com hastingsitapargasita, turmalina, quartzo, mica branca, pirita, calcopirita e pirrotita, além de magnetita. Agregados arredondados de quartzo ocorrem dispersos na matriz biotitizada, ocasionalmente apresentando aspecto macroscópico de amíg- 168

17 Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia dalas. Quando imersos em matriz de biotita deformada e foliada, correspondem a augen de quartzo que freqüentemente estão nas zonas de cisalhamento no contato entre andesito e riolito (Figura 8b). Há também agregados irregulares de biotita (Figura 8a), com aspecto de amígdalas, representando, possivelmente, veios cortados perpendicularmente à direção de percolação dos fluidos. Os andesitos têm foliação marcada pela orientação dos filossilicatos e dos minerais radioativos da matriz, principalmente próximo das zonas milonitizadas dos contatos com riolito. Nessas zonas há um grau de orientação crescente de agregados de quartzo em mosaico, desde irregulares, ainda com resquícios de plagioclásio, até agregados de quartzo com textura augen ou oceolar (protomilonito), chegando a milonito. Nos milonitos observam-se ainda bandas de quartzo levemente dobradas, intercaladas com bandas de Fe-biotita marrom, nas quais se distribuem trilhas de minerais radioativos (Figura 8b). A assembléia mineral mais antiga dos andesitos, sobre a qual se observam as substituições minerais posteriores, é composta por hastingsita-pargasita, albita, quartzo, magnetita e ilmenita, correspondendo à fase de alteração pré-mineralização, de natureza cálcico-sódica. Em algumas amostras a assembléia mineral consiste em hastingsita-fe-pargasita, clorita, albita, quartzo, epidoto e biotita, sugerindo a existência de fase metamórfica anterior à alteração cálcico-sódica. Essa assembléia é substituída por biotita, albita, quartzo, turmalina, fluorita, flúorapatita e titanita, juntamente com calcopirita, pirita, pirrotita e molibdenita, caracterizando a alteração potássica, associada à sulfetação. Posteriormente, forma-se uma associação mineral tardia composta por quartzo, turmalina, mica branca (Li-muscovita e zinnwaldita), clorita e topázio, em zonas localizadas. Os detalhes dessas substituições são apresentados a seguir e estão resumidos na figura 9. O plagioclásio mais antigo (oligoclásio-andesina, Ab ) é subédrico a euédrico e parcial ou completamente substituído por albita (Ab 99 ). Mede entre 75 ìm e 0,83 mm e apresenta geminações reliquiares do tipo albita-carlsbad. Suas bordas são parcial ou completamente corroídas pela Fe-biotita marrom ou verde e por hastingsita. Por vezes ocorrem ripas maiores (2 a 3 mm) imersas em matriz subofítica, resquícios de provável textura porfirítica. Nas zonas mais alteradas aglomerados de Fe-biotita verde ou marrom expandem-se, destruindo a textura subofítica original (Figura 9b). A Fe-biotita marrom ocorre, por vezes, como grandes lamelas (0,38 a 2 mm), preservando no seu interior a clivagem do máfico predecessor, na forma de agulhas de rutilo (Figura 9c). As lamelas de Fe-biotita provavelmente correspondem a geração mais antiga do que a Fe-biotita verde, pois têm suas bordas corroídas por diminutos cristais (15 ìm a 0,75mm) desta última. Geração tardia de Fe-biotita marrom, presente na matriz da rocha em zonas indeformadas, tem a forma de lamelas decussatas medindo entre 15ìm e 0,15 mm, corroendo os cristais de plagioclásio remanescentes do protólito, assim como a albita neoformada. Shorlita precoce, associada à Fe-biotita marrom, é euédrica a subédrica, formando aglomerados ou em for- (a) (b) (c) (d) (e) Figura 8 (a), (b) e (c) Aspectos macroscópicos dos andesitos. (a) Textura subofítica fina composta de biotita marrom e plagioclásio, onde ocorrem agregados de biotita verde; (b) Andesito foliado com matriz de biotita marrom, com augen de quartzo; (c) Andesito venulado (veios de quartzo e fluorita) e brechado, com matriz de biotita verde e plagioclásio. (d) e (e) Aspecto macroscópico dos gabros. (d) Gabro com veios de quartzo e albita cortando a matriz parcialmente biotitizada; (e) Gabro com textura ofítica reliquiar, composto de anfibólios cálcicos, plagioclásio e biotita, cortado por veios de quartzo, biotita verde e albita. As escalas medem 2cm. 169

18 Caracterização Geológica do Alvo Estrela (Cu-Au), Serra dos Carajás, Pará ma de leque. Geralmente zonada, apresenta bordas de cor marrom acastanhado e centro azul (Figuras 9c e 9d). A shorlita tardia ocorre como cristais isolados ou agregados sob forma de roseta. Apresenta cores variadas de pleocroismo, desde marrom acastanhado a azul, e seções basais zonadas, variando de marrom acastanhado nas bordas a azul no centro. Fe-biotita e chamosita ocasionalmente corroem a shorlita (Figura 9b). Flúor-apatita precoce é subédrica (75 ìm a 2,13 mm), e fraturada, tendo as bordas corroídas por Fe-biotita verde (Figura 9d). Fluorita é mineral muito abundante nas rochas do Alvo Estrela, sendo observada na matriz de Fe-biotita verde e hastingsita, circundada por auréolas de minerais radioativos, juntamente com aglomerados semicirculares de mica branca, além de epidoto, magnetita, calcopirita e molibdenita. Forma, muitas vezes, cintas em torno de cristais de calcopirita e epidoto, isolando estas fases cristalinas do contato direto com a biotita. A chamosita é alteração esporádica de Fe-biotita. No andesito tem razão Fe/Fe+Mg entre 0,88 e 0,91, enquanto no gabro é mais magnesiana (Fe/Fe+Mg 0,634 e 0,65). O epidoto (Fe-epidoto com PS= 27,43-28,84) associase, na maioria das vezes, a auréolas de minerais radioativos e ou fluorita. A mica branca tardia invade a matriz de Fe-biotita marrom dos andesitos, sob forma de lamelas diminutas (15 ìm a 0,17 mm) arranjadas na forma de agregados arredondados a subangulosos (Figura 9f). Nesses agregados de mica branca observam-se shorlita, albita, magnetita ou ainda fragmentos da matriz de Fe-biotita marrom. O gabro tem granulação média a grossa e textura ofítica ou subofítica, sendo composto por anfibólios cálcicos (hastingsita, Fe-pargasita e Fe- hornblenda), plagioclásio e biotita subordinada. Tem cores que variam entre cinza esverdeado e cinza amarronzado (Figura 8b). A cor cinza esverdeada indica o predomínio de anfibólios e biotita verde, enquanto a cor cinza amarronzada denota a presença de biotita marrom, substituindo os anfibólios. Junto com biotita observa-se ainda turmalina, apatita, fluorita, quartzo e mica branca. Zonas venuladas cortam o gabro (Figura 8c). Os veios compostos por quartzo, biotita verde, mica branca, topázio, fluorita, turmalina, epidoto, albita, clorita e carbonatos, podem ou não estar acompanhados de fases sulfetadas como pirita, calcopirita, pirrotita, bornita (subordinada), molibdenita e magnetita. O gabro apresenta zonas intensamente brechadas, nas quais os fragmentos da matriz encontram-se cloritizados (a) (b) (c) (d) (e) (f) Figura 9 Fotomicrografias da matriz do andesito. (a) Textura subofítica reliquiar, composta de plagioclásio albitizado, hastingsita e Fe-biotita verde que corrói as bordas destes minerais; (b) Textura subofítica reliquiar parcialmente substituída por Fe-biotita marrom que também corrói as bordas do cristal de shorlita. Notável é presença de minerais radioativos em meio à Fe-biotita; (c) Grandes lamelas de Fe-biotita marrom com bordas corroídas pela Fe-biotita verde, percebe-se também a grande quantidade de cristais de shorlita, albita e quartzo disseminados na matriz de Fe-biotita verde; (d) Fe-biotita (Z= verde) corrói as bordas de cristais de F-apatita e shorlita; (e) Fotomicrografia do andesito deformado, com augen de quartzo parcialmente recristalizado envolto por chamosita; (f) Fe-biotita marrom corroendo os aglomerados de albita. Observar o aglomerado de mica branca, com cristais de shorlita no seu interior, invadindo a Fe-biotita marrom. 170

19 Caracterização de Depósitos Minerais em Distritos Mineiros da Amazônia e cimentados por quartzo e albita e quartzo, fluorita e epidoto. Por vezes, essas zonas brechadas encontram-se superimpostas às antigas zonas venuladas, indicando recorrência de eventos rúpteis. Tal como nos andesitos, as zonas de textura subofítica reliquiar e assembléias minerais compostas por anfibólios cálcicos, plagioclásio, quartzo, magnetita, ilmenita e subordinadamente siderofilita e biotitas correspondem à alteração sódico-cálcica. As assembléias minerais formadas por siderofilita, biotitas, turmalinas, chamosita, quartzo, albita, fluorita, Fe-epidoto, apatita, minerais radioativos e sulfetos correspondem à alteração potássica. Já as rochas constituídas por quartzo, chamosita, turmalinas, topázio, fluorita, titanita, zinnwaldita e Li-muscovita correspondem a greisenização incipiente tardia. Gradativamente as texturas ofíticas e subofíticas do gabro são destruídas, devido à substituição tanto dos anfibólios quanto do plagioclásio pela siderofilita (verde) e por ambas as biotitas (Figura 10a), que tendem a predominar na matriz, neste caso, com textura decussatada, acompanhadas de epidoto, turmalina, titanita, fluorita, quartzo e minerais radioativos. O plagioclásio mais antigo (oligoclásio, Ab ) é substituído por albita (Ab ) e ambos apresentam bordas parcial ou completamente corroídas por anfibólios e por biotitas (Figura 10b). Os anfibólios cálcicos são hastingsita e Fe-hornblenda, com pleocroísmo de verde claro a verde escuro azulado. São subédricos a anédricos, e estão parcial ou completamente substituídos por siderofilita, Fe-biotita e Mg-biotita (Figura 10c). Nas zonas menos alteradas ocorrem ainda cristais anédricos de Fe-epidoto (PS = 28,71-33,29), por vezes apresentando suas bordas corroídas pelos anfibólios (Figura 10b). A alteração potássica é representada principalmente por biotita, marrom quando Fe-biotita e marrom castanho a bege, quando Mg-biotita. Ambas formam lamelas decussatas, medindo entre 75mm e 0,1 mm, concentrandose em aglomerados irregulares em torno de magnetita esqueletal (pseudomórfica de mineral máfico), em coexistência com siderofilita (Figura 10d). Biotita marrom chega a dominar completamente, juntamente com aglomerados irregulares de titanita, fluorita subarredondada e quartzo. Dravita subédrica a euédrica e com zonação de castanho nas bordas a azul no centro está presente de forma isolada ou em aglomerados em meio à matriz de siderofilita, Fe-biotita e Mg-biotita (Figura 10e). Minerais radioativos (incluindo uraninita) são freqüentemente observados junto à siderofilita verde e à biotita marrom, como aglomerados circulares que dão origem a (a) (b) (c) (d) (e) (f) Figura 10 Fotomicrografias dos gabros. (a) Matriz composta por plagioclásio, anfibólios cálcicos e siderofilita; (b) Feepidoto fraturado e plagioclásio corroídos por anfibólios cálcicos; )c) Plagioclásio e anfibólios cálcicos corroídos por Febiotita marrom e siderofilita; (d) Núcleos de Mg- e Fe-biotitas com magnetita esqueletal, junto com siderofilita substituindo textura subofítica reliquiar; (e) Fe-biotita e Mg-biotita apresentando minerais radioativos orientados em trilhas e dravita zonada; (f) Mg- e Fe-biotita corroendo cristais de albita, além de aglomerados de zinnwaldita e Li-muscovita invadindo a matriz. 171

20 Caracterização Geológica do Alvo Estrela (Cu-Au), Serra dos Carajás, Pará halos pleocróicos distribuidos em trilhas orientadas (Figura 10e). A siderofilita verde e tardia compreende lamelas decussatas, medindo entre 25mm e 1 mm. Substitui os anfibólios e corrói os plagioclásios gradativamente até predominar sobre toda a matriz. Em geral apresenta-se parcial ou completamente transformada em Mg-chamosita. Em meio à rocha ainda com textura subofítica reliquiar, constituída de plagioclásio, Mg-biotita e Fe-biotita, ocorrem aglomerados arredondados a semi-angulosos de zinnwaldita e Li-muscovita incolores, tardios e formados por indivíduos muito pequenos (15ìm e 0,18 mm). Os aglomerados apresentam por vezes no seu interior cristais de dravita com bordas corroídas pelas micas, magnetita esqueletal ou ainda fragmentos da matriz composta por biotita (Figura 10f). Veios O minério de Cu-Au do Alvo Estrela é tipicamente venular, sendo notável a quantidade e variedade de veios, veios brechados e brechas mineralizadas cortando o pacote rochoso. O conjunto é formado por veios e vênulas com assembléias minerais distintas em andesito e gabro. Todas as espessuras referidas são aparentes, pois foram medidas em testemunhos de sondagem. As vênulas e veios variam em espessura desde alguns milímetros, como as vênulas de quartzo-fluorita medindo entre 1 e 5mm, até dezenas de centímetros, como os veios de biotita verde-quartzo-epidoto (15cm) e de quartzomica branca-fluorita calcopirita (30cm). As zonas brechadas apresentam espessuras entre 5cm e quase 1m, compreendendo brechas de fluxo em que fragmentos angulosos da matriz da rocha, na maioria das vezes biotitizados ou cloritizados, são cimentados por fluorita, quartzo e biotita verde, ou ainda por quartzo e magnetita. No gabro as vênulas são de quartzo-fluorita e calcopirita e os veios maiores, chegando até a cm de espessura, são de biotita verde, quartzo, fluorita e calcopirita. A descrição detalhada dos testemunhos de sondagem permitiu identificar a presença de veios com assembléias minerais distintas, assim como suas relações de contato, possibilitando vislumbrar a sucessão mineral e a seqüência dos veios: Figura 11 Estágios de alteração hidrotermal observados em gabro e andesitos 172