UNIVERSIDADE ESTADUAL PAULISTA “JULIO DE MESQUITA FILHO” INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS E CIÊNCIAS EXATAS Trabalho de Conclusão de Curso Curso de Graduação em Geologia QUÍMICA MINERAL DA CLORITA E MUSCOVITA HIDROTERMAIS DO DEPÓSITO AURÍFERO X1, PROVÍNCIA AURÍFERA DE ALTA FLORESTA (MT), CRÁTON AMAZÔNICO. Caio Seebregts Orientador: Prof. Dr. Rafael Rodrigues de Assis Rio Claro (SP) 2017 1 UNIVERSIDADE ESTADUAL PAULISTA Instituto de Geociências e Ciências Exatas Campus de Rio Claro CAIO SEEBREGTS QUÍMICA MINERAL DA CLORITA E MUSCOVITA HIDROTERMAIS DO DEPÓSITO AURÍFERO X1, PROVÍNCIA AURÍFERA DE ALTA FLORESTA (MT), CRÁTON AMAZÔNICO Trabalho de Conclusão de Curso apresentado ao Instituto de Geociências e Ciências Exatas (IGCE), Câmpus de Rio Claro, da Universidade Estadual Paulista “Júlio de Mesquita Filho”, para obtenção do grau de Geólogo. Rio Claro - SP 2017 Seebregts, Caio Química mineral da clorita e muscovita hidrotermais do depósito aurífero X1, Província Aurífera de Alta Floresta (MT), Cráton amazônico / Caio Seebregts. - Rio Claro, 2017 89 f. : il., figs., gráfs., tabs., fots. Trabalho de conclusão de curso (Geologia) - Universidade Estadual Paulista, Instituto de Geociências e Ciências Exatas Orientador: Rafael Rodrigues de Assis 1. Química mineralógica. 2. Província Aurífera de Alta Floresta. 3. Química mineral. 4. Geotermômetria. 5. Geobarômetria. 6. Microssonda eletrônica. I. Título. 549.13 S451q Ficha Catalográfica elaborada pela STATI - Biblioteca da UNESP Campus de Rio Claro/SP - Adriana Ap. Puerta Buzzá / CRB 8/7987 3 CAIO SEEBREGTS QUÍMICA MINERAL DA CLORITA E MUSCOVITA HIDROTERMAIS DO DEPÓSITO AURÍFERO X1, PROVÍNCIA AURÍFERA DE ALTA FLORESTA (MT), CRÁTON AMAZÔNICO. Trabalho de Conclusão de Curso apresentado ao Instituto de Geociências e Ciências Exatas - Câmpus de Rio Claro, da Universidade Estadual Paulista Júlio de Mesquita Filho, para obtenção do grau de Geólogo. COMISSÃO EXAMINADORA Rafael Rodrigues de Assis (orientador) George Luiz Luvitzotto Verônica Godinho Trevisan Rio Claro, dezembro de 2017. Assinatura do aluno Assinatura do orientador 4 “Ao vencedor, as batatas!” J. M. Machado de Assis, “Quincas Borba”, Cap. VI 5 Para M, N, M. 6 RESUMO – A Província Aurífera de Alta Floresta (PAAF), centro-norte do Estado do Mato Grosso, corresponde a um segmento crustal inserido no setor sul do Cráton Amazônico, de aproximadamente 500 km de extensão e direção WNW-ESE. Constitui-se por sequências plutono-vulcânicas e vulcano-sedimentares do Paleo- ao Mesoproterozóico, limitadas a sul pelo Gráben dos Caiabis, e a norte pelo Gráben do Cachimbo. Na província, as mineralizações auríferas primárias totalizam mais de uma centena de depósitos de pequeno porte, e ocorrem concentradas ao longo do alinhamento Peru-Trairão de direção NW-SE. Neste contexto, as mineralizações primárias podem ser agrupadas em quatro grupos principais: (1) depósitos disseminados de Au ± Cu; (2) depósitos filonares de Au ± Cu; (3) depósitos disseminados de Cu + Mo ± Au; e (4) depósitos filonares de Au + Pb + Zn ± Cu. Nesses depósitos, as alterações fílica (muscovita + quartzo + pirita) e clorítica (clorita ± quartzo) correspondem a importantes tipologias hidrotermais recorrente na grande maioria dos depósitos. A alteração fílica, por exemplo, representa a alteração temporalmente relacionada às zonas mineralizadas, enquanto a cloritização usualmente representa os estágios mais tardios e frios do sistema magmático- hidrotermal. Neste cenário, embora os principais atributos geológicos dos referidos depósitos estejam relativamente bem equacionados, estudos de química mineral ainda são escassos na província. Deste modo, este trabalho tem por temática o estudo de química mineral da muscovita e clorita do depósito X1 (município de Matupá, MT), um dos principais sistemas magmático-hidrotermal e pertencente a primeira classe de depósitos. Para tal, esse trabalho se utilizou essencialmente de petrografia e microssonda eletrônica de setores representativos das alterações fílica e clorítica. Neste escopo, foi possível caracterizar quatro distintas tipologias de muscovita: (1) fibro-radial, (2) subeuedral, (3) pseudomórfica ,e (4) vênular; além de duas variedades de clorita: (1) subeuedral, e (2) intersticial. Os dados indicam uma homogeneidade composicional entre todas as variedades observadas, de forma que a muscovita exibe baixos componentes fengíticos, enquanto a clorita é essencialmente do tipo brunsvigita. O geobarômetro da muscovita indica pressões de 0,98 a 3,28 kbar (3km a 10km), enquanto que o getermômetro da muscovita aponta para temperaturas que variam de 250° a 308°C. Neste contexto, o depósito X1 teria se originado a partir de um sistema magmático-hidrotermal de alta temperatura, instalado em elevado nível crustal, distinto, portanto, da grande maioria dos sistemas do tipo pórfiro. PALAVRAS-CHAVE – Província Aurífera de Alta Floresta. Química Mineral. Geotermômetria. Geobarômetria. Muscovita. Clorita. Microssonda eletrônica. 7 ABSTRACT – The Alta Floresta Gold Province (AFGP), central north region of the Mato Grosso State, corresponds to a crustal segment inserted in the southern sector of the Amazon Craton, approximately 500 km long and WNW-ESE direction. It consists of plutono-volcanic and volcano-sedimentary sequences of the Paleo-Mesoproterozoic, limited to the south by the Caiabis Graben, and to the north by the Cachimbo Graben. In the province, primary auriferous mineralizations total more than a hundred small deposits, and occur concentrated along the Peru-Trairão belt (NW-SE direction). In this context, primary mineralizations can be grouped into four main groups: (1) disseminated deposits of Au ± Cu; (2) Au ± Cu structurally controlled deposits; (3) disseminated deposits of Cu + Mo ± Au; and (4) Au + Pb + Zn ± Cu structurally controlled deposits. In these deposits, the phyllic alteration (muscovite + quartz + pyrite) and chlorite alteration (chlorite ± quartz) correspond to important recurrent hydrothermal typologies in the vast majority of deposits. The phyllic alteration, for example, represents the hydrothermal alteration temporarily related to the mineralized zones, whereas the chloritization usually represents a later hydrothermal stage and occur during the cooling of these magmatic- hydrothermal systems. In this scenario, although the main geological attributes of these deposits are relatively well equated, mineral chemistry studies are still scarce in the Province. The main goal of this study is the characterization of muscovite and chlorite variations from the phyllic and chloritc alteration stages, respectively, of the X1 deposit (Matupá, MT) through detailed petrographic studies and mineral chemistry analysis. The X1 deposit represents one of the most important intrusion-hosted gold systems of the province belonging to group (1). In this context, it was possible to characterize four distinct types of muscovite: (1) fibro-radial, (2) subeuedral, (3) pseudomorphic, and (4) venular; besides two varieties of chlorite: (1) subeuedral, and (2) interstitial. The data indicate that compositional homogeneity among all textural varieties observed, so that muscovite exhibits low fengitic components, while chlorite is essentially of the brunsvigite type. The muscovite geobarometer indicates pressures of 0.98 to 3.28 kbar (3km to 10km), while the muscovite geothermometer points to temperatures ranging from 250° to 308°C. In this context, the X1 deposit may represent a magmatic-hydrothermal system formed under high temperature conditions and installed at deep crustal levels, thus distinct from the great majority of porphyry type systems. KEYWORDS – Alta Floresta Gold Province. Muscovite. Chlorite. Mineral chemistry. Geothermometry. Geobarometry . 8 SUMÁRIO 1. INTRODUÇÃO ............................................................................................................................ 10 2. JUSTIFICATIVA E OBJETIVOS ................................................................................................ 12 3. MATERIAIS E MÉTODOS ......................................................................................................... 14 3.1 DEPÓSITO SELECIONADO ............................................................................................... 14 3.2 AMOSTRAGEM .................................................................................................................. 14 3.3 PETROGRAFIA ................................................................................................................... 15 3.4 QUÍMICA MINERAL .......................................................................................................... 16 3.5 FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA ........................................................................................ 16 4. GEOLOGIA REGIONAL ............................................................................................................. 20 4.1 O CRÁTON AMAZÔNICO ................................................................................................. 20 4.2 PROVÍNCIA AURÍFERA DE ALTA FLORESTA ............................................................. 22 4.3 O DEPÓSITO DISSEMINADO DE Au ± Cu DO X1.......................................................... 28 5. PETROGRAFIA E QUÍMICA MINERAL DA CLORITA E MUSCOVITA HIDROTERMAIS 32 5.1 CLASSIFICAÇÃO ÓPTICA DA MUSCOVITA ................................................................. 32 5.2 CLASSIFICAÇÃO QUÍMICA DA MUSCOVITA .............................................................. 39 5.3 CLASSIFICAÇÃO ÓPTICA DA CLORITA ....................................................................... 44 5.4 CLASSIFICAÇÃO QUÍMICA DA CLORITA .................................................................... 48 6. DISCUSSÕES ............................................................................................................................... 53 6.1 IMPLICAÇÕES METALOGENÉTICAS ............................................................................ 59 7. CONCLUSÕES ............................................................................................................................. 62 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS .................................................................................................. 64 APÊNDICE I – ANÁLISE QUÍMICA DA MUSCOVITA FIBRO-RADIAL ..................................... 70 APÊNDICE I – ANÁLISE QUÍMICA DA MUSCOVITA FIBRO-RADIAL (Continuação) ............. 71 APÊNDICE II – ANÁLISE QUÍMICA DA MUSCOVITA SUBEUEDRAL ..................................... 72 APÊNDICE II – ANÁLISE QUÍMICA DA MUSCOVITA SUBEUEDRAL (CONTINUAÇÃO) .... 73 APÊNDICE III – ANÁLISE QUÍMICA DA MUSCOVITA PSEUDOMÓRFICA ............................ 74 APÊNDICE III – ANÁLISE QUÍMICA DA MUSCOVITA PSEUDOMÓRFICA (CONTINUAÇÃO) ............ 75 APÊNDICE IV – COMPOSIÇÃO QUÍMICA DA MUSCOVITA VENULAR .................................. 76 APÊNDICE V – COMPOSIÇÃO QUÍMICA DA CLORITA SUBEUEDRAL .................................. 77 APÊNDICE V – COMPOSIÇÃO QUÍMICA DA CLORITA SUBEUEDRAL (CONTINUAÇÃO) . 78 APÊNDICE VI – COMPOSIÇÃO QUÍMICA DA CLORITA INSTERSTICIAL. ............................. 79 APÊNDICE VI – COMPOSIÇÃO QUÍMICA DA CLORITA INSTERSTICIAL. (CONTINUAÇÃO) ............................................................................................................................................................... 80 APÊNDICE VI – COMPOSIÇÃO QUÍMICA DA CLORITA INSTERSTICIAL. (CONTINUAÇÃO) ............................................................................................................................................................... 81 APÊNDICE VII – VALORES DE TEMPERATURA GEOTERMÔMETRO DA CLORITA ........... 82 9 APÊNDICE VII – VALORES DE TEMPERATURA GEOTERMÔMETRO DA CLORITA (CONTINUAÇÃO) ............................................................................................................................... 83 HISTOGRAMAS GEOTÊRMOMETRO DA CLORITA .................................................................... 84 APÊNDICE IX - GEOBARÔMETRIA DA MUSCOVITA FIBRO RADIAL ................................... 85 APÊNDICE X - GEOBARÔMETRIA DA MUSCOVITA SUBEUEDRAL ..................................... 86 APÊNDICE XI - GEOBARÔMETRIA DA MUSCOVITA PSEUDOMÓRFICA ............................. 87 APÊNDICE XII - GEOBARÔMETRIA DA MUSCOVITA VENULAR .......................................... 88 10 1. INTRODUÇÃO O emplacement de suítes magmáticas de composição intermediária a félsica na crosta média e superior pode estar temporal e espacialmente associado a instalação de sistemas magmático-hidrotermais responsáveis por importantes mineralizações de Cu, Au, Mo, Sn e W (Sillitoe, 2010; Pirajno, 2009; Simmons et al., 2005). A depender das especificidades metalogenéticas do sistema granítico associado, as quais incluem seu arcabouço tectônico, composição, estado redox e grau de evolução do magma, esses sistemas podem originar distintos depósitos minerais (Blevin & Chappel, 1995). Os principais depósitos geneticamente relacionados de modo direto a sistemas magmático-hidrotermais incluem os pórfiros de Cu-Au-Mo (Sillitoe, 2010), Sn-W em greisens (Pirajno, 2009), depósitos epitermais polimetálicos (Simmons et al., 2005; Taylor, 2007), e Au associado a sistemas intrusivos (intrusion-related gold systems – IRGS; Thompson et al,. 1999). Mineralizações auríferas relacionadas à suítes graníticas são comuns na Província Aurífera de Alta Floresta (PAAF), localizada na porção centro-norte do Estado de Mato Grosso. Essa província corresponde a uma das principais regiões auríferas do Brasil, de forma a ter produzido aproximadamente 125 toneladas de ouro, por meio de atividade garimpeira dos seus depósitos aluvionares e primários, no período entre 1980 a 1998 (Lacerda Filho et al., 2004). A província encontra-se inserida na porção centro-sul do Cráton Amazônico, sendo essencialmente constituída por rochas plutônicas e vulcânicas paleoproterozoicas. É limitada a sul pelo gráben dos Caiabis, e a norte pelo gráben do Cachimbo, que a separa da Província Aurífera do Tapajós (PAT), no Estado do Pará. Particularmente no setor leste da PAAF, na região que compreende os munícipios de Novo Mundo, Matupá, Guarantã do Norte e Peixoto de Azevedo, uma grande quantidade de depósitos auríferos de pequeno porte (<5t) e baixo a médio teor são encontrados. Esses depósitos agrupam-se em um alinhamento de direção NW-SE, com aproximadamente 140 km de extensão e 30 km de largura, denominado informalmente de Perú-Trairão (Paes de Barros, 2007; Assis et al., 2014). A maioria desses depósitos encontra-se hospedada em suítes graníticas paleoproterozoicas (1,98 Ga - 1,75 Ga; Moura, 1998, Paes de Barros, 2007; Silva & Abram, 2008.) Nesse contexto, os diversos trabalhos realizados no setor leste da PAAF (Paes de Barros, 2007; Assis, 2011; Miguel Jr, 2011; Xavier et al., 2011; Assis et al., 2014), têm permitido a 11 distinção de quatro grupos principais de mineralizações auríferas primárias, que com base na geoquímica e paragênese do minério, e do tipo da alteração hidrotermal, têm sido agrupadas do seguinte modo: (1) depósitos de Au ± Cu disseminados (e.g. depósitos Luizão, Pé Quente e Serrinha) e (2) filonares de Au ± Cu (e.g. Edú, Peteca, Paraíba, Pezão), ambos dominantemente representados por pirita, além de variáveis concentrações de calcopirita, hematita e magnetita; (3) depósitos disseminados de Cu + Mo ± Au (e.g. Ana e Jaca), representados por pirita, molibdenita, mas com hematita e calcopirita subordinadas; e (4) depósitos de Au + Zn + Pb ± Cu (e.g. depósito do Francisco, Bigode e Luiz) com pirita, esfalerita e galena, com calcopirita e digenita mais restritas. A grande maioria dos depósitos está inserida no grupo (1), que em conjunto àqueles pertencentes aos grupos (2) e (3), encontra-se eminentemente hospedada em sistemas graníticos cálcio-alcalinos oxidados (granitos tipo I portadores de magnetita) e, portanto, equivalentes a sistemas do tipo Au-pórfiro, enquanto o grupo (4), por estar hospedado em subvulcânicas, vulcano-sedimentares e granitos alcalinos epizonais oxidados (granitos A2), exibe atributos geológicos compatíveis aos sistemas epitermais de baixa a intermediária sulfetação (Assis, 2011; Assis et al. 2014; Trevisan, 2015). 12 2. JUSTIFICATIVA E OBJETIVOS Embora os principais atributos geológicos (e.g. hospedeiras, alteração hidrotermal, paragênese do minério, regime de fluidos, idade das hospedeiras e do minério, afinidades geoquímicas das hospedeiras) e modelos genéticos dos depósitos supracitados estejam relativamente bem equacionados, estudos mais sistemáticos que enfatizem tanto a caracterização composicional e evolução temporal do fluido mineralizante, quanto o transporte do Au, no contexto dos sistemas magmático-hidrotermais da província são escassos e restritos. Neste escopo, estudos de química mineral são essenciais na compreensão das variações físico- químicas do fluido hidrotermal no decorrer de seu processo de interação com as rochas. Entretanto, tais estudos são fragmentados e praticamente inexistentes na província. Sendo assim, a composição química da clorita e da muscovita, dois minerais comumente reportados nas paragêneses hidrotermais dos depósitos auríferos da província, podem ser utilizadas na definição das características físico-quimicas do ambiente de precipitação do minério, tais como: (1) variações composicionais do fluido durante o processo de interação fluido-rocha; (2) condições de temperaturas do fluido por conta do geotermômetro da clorita (Cathelineau & Nieva, 1985); e (3) das condições de pressão em decorrência do geobarômetro da muscovita (Velde, 1965). Os itens (2) e (3) mostram-se essenciais nas estimativas das condições P-T de geração das zonas de alteração clorítica e muscovítica, espacial e temporalmente relacionadas às zonas mineralizadas dos depósitos supracitados. Tais estimativas são possíveis visto a temperatura de cristalização da clorita possuir relação direta com o conteúdo de Al tetraédrico presente em sua estrutura (Cathelineau & Nieva, 1985), enquanto que a condição de pressão está diretamente relacionada à concentração de Si na estrutura da muscovita (Massonne & Schreyer, 1987). Em adicional, esses resultados podem ainda ser comparados aos dados termométricos e geobarométricos provenientes dos isótopos estáveis de H e O (Assis, 2015) e de inclusões fluidas (Rodrigues, 2012; Assis, 2015). Este trabalho, centrado na temática de “química mineral”, tem por principais objetivos a caracterização da composição mineral da clorita e da muscovita por meio de microssonda eletrônica, com posterior quantificação das condições de temperatura e posicionamento crustal da alteração hidrotermal (condições P-T; estudos de geobarometria e geotermometria) por meio dos minerais acima especificados. Essa temática torna se possível visto a íntima relação temporal e espacial da muscovita e clorita com as zonas mineralizadas, especialmente observada nos depósitos disseminados de Au ± Cu pertencentes ao grupo (I) (Moura, 1998; Paes de Barros, 2007; Assis et al., 2014; Assis, 2015). 13 Para que esses objetivos sejam alcançados, o Depósito X1 (Fig. 1) (Rodrigues, 2012), localizado na cidade de Matupá (setor leste da Província), foi selecionado como estudo de caso por corresponder a um dos mais representativos depósitos pertencentes ao grupo (I) e, portanto, com uma documentação geológica bastante robusta, que implica em um bom conhecimento de seus principais atributos geológicos. Figura 1: Localização do depósito disseminado de Au ± Cu do X1, no município de Matupá (MT) (Modificado de Assis, 2015). 14 3. MATERIAIS E MÉTODOS São descritos adiante os materiais selecionados para o desenvolvimento do trabalho, assim como os procedimentos analíticos a que os materiais foram submetidos. 3.1 DEPÓSITO SELECIONADO Para o desenvolvimento deste trabalho foi escolhido o depósito aurífero disseminado do X1, localizado no setor leste da PAAF (Fig. 1). O depósito foi selecionado por contar com uma documentação geológica bastante robusta, além de ser um dos principais representantes do grupo (1) (Au ± Cu disseminado), em que a mineralização aurífera exibe íntima relação temporal e espacial com a alteração fílica (muscovita + quartzo + pirita). A alteração clorítica, por sua vez, frequentemente forma um halo hidrotermal externo (regional), que envelopa todos os padrões hidrotermais descritos para o depósito (Rodrigues, 2012). 3.2 AMOSTRAGEM Foram selecionadas 9 amostras provenientes das principais zonas de alteração fílica e clorítica do depósito do X1. Essas amostras foram retiradas de furos de sondagens representativos do depósito. Um total de 9 lâminas delgada-polidas foram confeccionadas no Laboratório de Laminação do Departamento de Petrologia e Metalogenia da Universidade Estadual Paulista “Júlio de Mesquita Filho” (DPM, UNESP, Rio Claro). As sessões polidas com forte alteração clorítica são oriundas do trabalho de Rodrigues (2012), e foram confeccionadas no Laboratório de Laminação, do Instituto de Geociências da Universidade Estadual de Campinas (IG, UNICAMP). 15 3.3 PETROGRAFIA O desenvolvimento desta etapa ocorreu por meio da descrição sistemática de 9 lâminas delgadas-polidas, nas dependências do Laboratório de Microscopia do Departamento de Petrologia e Metalogenia (DPM – UNESP Rio Claro). As descrições foram efetuadas em luz transmitida e refletida com o uso do microscópio petrográfico óptico convencional, marca Zeiss, modelo Axioskop 40. A captura de imagens fotomicrográficas ocorreu a partir de câmera fotográfica digital Canon PowerShot G5), acoplada ao microscópio petrográfico, com 5 megapixels de resolução. Essa etapa teve por principal objetivo a descrição e caracterização das diferentes formas de ocorrência e tipologias da muscovita e clorita. Com base nessas diferenças, a petrografia foi responsável por respaldar a escolha dos cristais de muscovita e clorita analisados ao Microscópio Eletrônico de Varredura eletrônica (MEV), e posteriormente, na Microssonda Eletrônica. As descrições foram refinadas com o uso do Microscópio Eletrônico de Varredura (MEV), da marca JEOL, modelo JSM-6010 LA com sensores de elétrons secundários, retro espalhados e espectrômetro de raios-x por dispersão de energia (EDS), operado com tensão de aceleração de 15 Kv, e distância focal de 10 mm, e permitiu a identificação de eventuais microtexturas (e.g. hidrotermais e de substituição), zoneamentos e inclusões minerais não identificadas durante a petrografia convencional, na muscovita e clorita. A investigação minuciosa desses minerais ao MEV serviu de subsídio para a escolha dos cristais adequados à quantificação dos elementos maiores por microssonda eletrônica. Esse procedimento é essencial visto o método geotermobarométrico funcionar exclusivamente em minerais límpidos, sem indícios de substituição e/ou inclusões minerais. As abreviações dos nomes dos minerais utilizadas neste trabalho seguem as recomendações da IUGS (International Union of Geological Sciences), Subcomissão de Sistemática de Rochas Metamórficas (Siivola & Schmid, 2007), sendo listadas a seguir, em ordem alfabética. Ap = Apatita Kfs = Feldspato Potássico Qz = Quartzo Cc = Calcita Ms = Muscovita Ttn = Titanita Chl = Clorita Py = Pirita 16 3.4 QUÍMICA MINERAL A análises químicas em cristais de muscovita e clorita foram realizadas, respectivamente, a partir de amostras representativas das zonas de alteração fílica (muscovita grossa + quartzo + sulfeto) e clorítica (clorita ± quartzo ± hematita) do depósito X1. Essa etapa teve por objetivo principal a quantificação das concentrações dos elementos maiores (Si, Al, K, Na, Mg, Fe, Ti, Ba, Cr, Mn), o que permitiu: (1) a determinação e classificação da composição química da clorita e muscovita; (2) comparar as composições químicas obtidas entre as distintas variedades caracterizadas na petrografia; (3) comparar as composições destes filossilicatos com os dados disponíveis na literatura para a província; e (4) delimitar os intervalores de temperatura de formação da clorita (geotermômetro) e (5) de pressão da muscovita (geobarômetro), ambos com enfoque na compreensão das condições físico-químicas de formação do sistema magmático-hidrotermal do depósito X1. Essa etapa foi realizada no Laboratório de Microssonda Eletrônica, alocado nas dependências do Departamento de Petrologia e Metalogenia do Instituto de Geociências e Ciências Exatas (DPM, IGCE), UNESP/Rio Claro (SP). Foi utilizado o método de espectroscopia por dispersão em comprimento de onda (WDS – Wavelength-dispersive spectroscopy) em uma microssonda eletrônica da marca JEOL, modelo JXA-8230 superprobe, com condições de operação de 15 kV, aceleração de 20,4 nÅ. As amostras analisadas foram previamente checadas no MEV e metalizadas com uma película de 10 nm de carbono. A quantificação elementar foi efetuada em um feixe de laser com diâmetro (spot size) 10 µm, com padrões naturais para todos os elementos. 3.5 FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA De maneira geral, os estudos de química mineral têm a finalidade de estimar as condições físico-químicas (e.g. temperatura, pressão, fO2, fS2, potencial redox, etc) de formação do mineral analisado. O uso de minerais como geobarômetros e/ou geotermômetros baseia-se nas variações das concentrações elementares e da valência de um ou vários elementos dentro da estrutura mineral. O estudo pioneiro de Cathelineau & Nieva (1985) propôs o uso da clorita como geotermômetro, com base na constatação de que a temperatura de cristalização está relacionada com a substituição de Si por Al no sítio tetraédrico. A clorita corresponde a um grupo mineral de fórmula estrutural geral: (Ru2+Ry3+Xz)VI (Si4-x Alx)IVO10+w(OH) 8-w onde: 17 u + y + z = 6 z = (y - w - x)/ 2 w é geralmente zero R+2 é geralmente representando por Mg+2 ou Fe+2 R+3 geralmente é representado por Fe+3 ou Al+3, e X corresponde a uma vacância estrutural. Dentro do grupo da clorita, os diferentes minerais apresentam composições químicas variáveis resultantes de uma série de substituições de elementos em sua complexa estrutura cristalina. Substituições do tipo Tschermak são frequentes no grupo da clorita, e formam minerais que exibem fórmula geral Mg(VI)Si(IV)-Al(VI)Al(IV) e envolvem a substituição de Si4+ por Al3+ no sítio tetraédrico, concomitantemente por uma substituição de R2+ por Al3+, a fim de manter o balanço de cargas (Caritat et al, 1993). Além dessa, Foster (1962) caracterizou a substituição do sítio R2+ pelo sítio R3+, que ocorre quando a quantidade de AlVI é superior a quantidade de AlIV, caso contrário, o Fe3+ substituiria o AlIV, e também a ocorrência de diferentes substituições iônicas, tais como: a substituição iônica entre Mg e Fe2+, do AlIV e do R3+ octaédrico por Si e Mg, assim como a substituição do Al e do R2+ do sítio octaédrico por Fe3+ e a substituição do R2+ por Al. Devido a sua complexidade estrutural, também são frequentes cátions que ocorrem em menores quantidades, a exemplo do Cr, Ti, Ni, Mn, V, Cu, Li e Ca, os quais ocupariam o sitio octaédrico (Caritat et al., 1993). O estudo realizado por Cathelineau & Nieva (1985), a partir de dados empíricos, constatou a existência de uma relação entre a temperatura e a composição química da clorita, expressa analiticamente através da fórmula: T = -61.92 + 321.98 * Al(IV) De acordo com a fórmula, a temperatura de formação da clorita é exclusivamente dependente da quantidade de AlIV. O uso dessa expressão para o cálculo da pressão de formação da clorita é válido independentemente da origem (diagenética, metamórfica, hidrotermal, ígnea) dessa clorita, já que a quantidade de AlIV não é limitada pelo litotipo (Caritat et al., 1993). A calibração pioneira de Cathelineau & Nieva (1985) passou por diversas modificações autores (Kranidiotis & Maclean, 1987; Jowett, 1991; Zang & Fyfe, 1995) com o avanço dos estudos, em função da descoberta de novos parâmetros, a exemplo da razão Fe/(Fe+Mg), o que resulta nas seguintes equações: 18 T(°C) = 106 x Alc (IV) + 18 Alc (IV) = Al(IV) + 0.7 x [Fe/(Fe + Mg)] (Kranidiotis e MacLean, 1987), onde c = valor corrigido de Al(IV) T(°C) = 319 x Alc (IV) – 69 Alc (IV) = Al(IV) + 0.1 x [Fe/(Fe + Mg)] (Jowett, 1991), onde c = valor corrigido de Al(IV) T(°C) = 17.5 + 106,2 [2 x Al (IV) – 0,88 (XFe – 0,34)] (Zang & Fyfe, 1995), onde XFe = fração molar de Fe. No estudo realizado por Caritat et al., (1993), as diferentes calibrações propostas por Kranidiotis & Maclean (1987) e por Jowett (1991) são entendidas como não mais aplicáveis do que o método proposto por Cathelineau & Nieva (1985), visto que as diferenças nos valores de temperatura obtidos a partir dessas calibrações serem ora superestimados, ora subestimados. O uso da mica branca como geobarômetro é um pouco mais antigo, sendo inicialmente proposto nos trabalhos de Crowley & Roy (1964) e Velde (1965), a partir de ensaios relacionados a processos de miscibilidade entre a muscovita e fengita em diferentes pressões e temperaturas. O termo mica branca é genérico, sendo utilizado para os diferentes membros de uma solução sólida do sistema K2O-MgO-FeO-Al2O3-SiO2-H2O. A solução sólida desse sistema é marcada por duas séries de substituição: 1) série da biotita e a (2) série da fengita. Nesse contexto, a série da fengita possui como membros finais a muscovita K(Al2X)(Si3Al)O10(OH)2 e a celadonita K(AlM+2XSi4O10(OH)2, onde X corresponde a uma vacância no sitio octaédrico e M+2 = Fe+2. Suplementarmente, Velde (1965) reconheceu que o aumento do membro celadonita na solução sólida acompanha o aumento da pressão, seguido pela diminuição da temperatura e Massone & Schreyer (1987) constatou incrementos nos conteúdos de Si por unidade de fórmula (p.u.f) da fengita KAl2-xMgx(Al1-xSi3+xO10)(OH)2 com o aumento da pressão, no qual uma concentração de Si da ordem de 3,8 p.u.f acarretaria em um valor de pressão de 20 kbar, a qual depende da temperatura. Em adicional, a calibração gráfica de Massone & Schreyer (1987), realizada a partir de dados experimentais, foi expressa analiticamente por Anderson (1996), de acordo com a equação: P(kbar) = -2.6786Si2 + 43.975Si + 0.001253 T (°C) – 113.9995 (Anderson, 1996) 19 De forma antagônica ao caso da clorita, na mica branca a substituição do tipo Tschermak é caracterizada pela substituição de Mg2+ e Si4+ por 2 Al3+. Essa reação apresentaria relação com as condições de pressão do ambiente de formação da mica branca (Massone & Schreyer, 1987). Além dessa, outras substituições comuns são as do K interfoliar por Ca, Na, Ba, Rb e Cs, e do Al(VI) por Fe, Mg, Cr, V, Li e Ti. Segundo Brigatti et al., (2000) o teor de titânio nas micas brancas é proporcional à temperatura e inversamente proporcional à pressão, o que resulta na diminuição do teor de titânio com o incremento do componente celadonita na solução sólida. 20 4. GEOLOGIA REGIONAL 4.1 O CRÁTON AMAZÔNICO O Cráton Amazônico representa um segmento crustal localizado a norte do Continente Sul-Americano, e considerado como umas das maiores regiões cratônicas do mundo devido a sua grande extensão territorial (Tassinari & Macambira, 1999; Dardene & Schobbenhaus, 2001; Tassinari et al., 2000). A estabilidade geotectônica do Cráton Amazônico teria ocorrido a cerca de 1.0 Ga, sendo seus limites caracterizados pelas faixas móveis neoproterozoicas de Tucavaca (na Bolívia), Araguaia-Cuiabá (Brasil Central) e Tocantins (a norte do Brasil) (Almeida et al., 1976; Cordani et al., 1988; Tassinari & Macambira, 1999). Apesar do cráton abranger cerca da metade do território brasileiro, é a região menos estudada do Brasil, consequência direta das diversas adversidades relacionadas à exploração na Floresta Amazônica (Hasui, 2012). Nesse contexto, a evolução geotectônica do cráton ainda é palco de diversas discussões. Sua evolução estaria relacionada ao ciclo dos supercontinentes, do Columbia ao Pangeia (Cordani et al. 2009). Porém, a posição relativa das massas continentais não é consenso (Sadowski & Bettencourt, 1996; Cordani et al. 2009.). E xiste um consentimento de que o Cráton Amazônico esteve ligado à Laurentia através dos cinturões Grenville e Sunsás (Cordani & Teixera, 2007), durante a formação do Rodínia, no ínicio do Neoproterozoico. Dentre os diversos modelos evolutivos propostos, o mais aceito é de que sua formação estaria relacionada à diversas colisões entre massas continentais, platôs oceânicos e arcos de ilha, no decorrer do Paleo e Mesoproterozoico, com formação de material juvenil derivado do manto superior, aliado a processos de retrabalhamento crustal (Cordani et al., 1979; Tassinari, 1981; Teixeira et al., 1989; Tassinari et al., 1996; Tassinari & Macambira, 1999; Santos et al., 2000; Santos et al., 2006; Cordani & Teixeira, 2007). Devido à grande extensão temporal compreendida durante sua formação, Tassinari & Macambira (1999) compartimentaram o cráton em seis províncias geocronológicas e um núcleo arqueano exclusivamente composto pelo terreno granito-greenstone de Carajás (Província Amazônia Central, >2,3 Ga), associado ao cinturão Maroni-Itacaiúnas (2.2-1,96 Ga). A este núcleo, foram aglutinados diversos cinturões acrescionários, a sudoeste (Cordani & Teixera, 2007), que originaram as províncias tectônicas Ventuari-Tapajós (1,95-1,8 Ga), Rio Negro- Juruena (1,8-1,55 Ga), Rondônia-San Ignácio (1,55-1,3 Ga) e Sunsás (1,25-1,0 Ga) (Tassinari & Macambira, 1999) (Fig. 2). 21 A classificação mais consolidada (Santos, 2003; Santos et al., 2000; Santos et al., 2008), baseada em dados U-Pb, Rb-Sr e Sm-Nd permite a compartimentação do cráton em sete províncias tectônicas-estruturais, que incluem as províncias Carajás (3,0-2,5 Ga), Amazônia Central (supostamente arqueana), Transamazonas (2,26-2,01 Ga), Tapajós-Parima (2,03-1,88 Ga), Rio Negro (1,82-1,52 Ga), Rondônia-Juruena (1,82-1,54 Ga) e Sunsás-K’Mudku (1,45- 1,10 Ga) (Fig. 3.1). Entretanto, independentemente do modelo adotado, essas províncias são interpretadas como produtos de sucessivas orogenias do tipo oceano-continente, com subducções de baixos Figura 2: Localização da Província Aurífera de Alta Floresta segundo os modelos de (A) Santos et al. (2006) e (C) Tassinari & Macambira (1999). Quadrícula referente a PAAF correspondente a área de mapeamento regional do projeto da CPRM “Geologia e Recursos Minerais da Província Mineral de Alta Floresta”, integrado por Souza et al. (2005). Extraído de Assis (2015). 22 ângulos de mergulho, de sudoeste para nordeste e com acreção de crosta juvenil evoluída através de processos de diferenciação magmática, magmatismo granítico e retrabalhamento tectônico com rara participação de crosta arqueana (Santos et al., 2000; Paes de Barros, 2007; Assis, 2015). Esses arcos magmáticos teriam sido acrescidos ao protocráton arqueano da Província Amazônia Central no decorrer do Paleo- e Mesoproterozóico (Tassinari & Macambira, 1999; Santos et al., 2000; Tassinari et al., 2000; Santos, 2003; Tassinari & Macambira, 2004; Cordani & Teixeira, 2007). 4.2 PROVÍNCIA AURÍFERA DE ALTA FLORESTA Inserida na porção centro-sul do Cráton Amazônico, a Província Aurífera de Alta Floresta (PAAF) é composta por uma série de sequencias plutônico-vulcânicas paleoproterozoicas e raros núcleos metamórficos paleoproterozoicos remanescentes, ambos localmente recobertos por coberturas clásticas do Mesoproterozoico (Souza et al., 2005; Paes de Barros, 2007). Neste contexto, mais de uma centena de mineralizações auríferas primárias de pequeno porte (< 5t) de baixo a médio teor, dispostas ao longo do alinhamento NW-SE do Peru-Trairão, hospedam-se em diversas unidades graníticas e vulcanossedimentares (Souza et al., 2005; Paes de Barros, 2007; Silva & Abram, 2008; Assis, 2015). A depender do modelo geotectônico adotado, a PAAF pode ser enquadrada em diferentes províncias geocronológicas. Deste modo, estaria inserida entre as províncias geocronológicas Ventuari-Tapajós (1,95-1,8 Ga) e Rio Negro-Juruena (1,8-1,55 Ga) na concepção de Tassinari & Macambira (1999), ou entre as províncias tectônicas-estruturais Tapajós-Parima (2,1-1,87 Ga) e Rondônia-Juruena (1,82-1,54 Ga), no modelo de Santos (2003) e Santos et al. (2000; 2006). A província é limitada a norte pelo Gráben do Cachimbo e a sul pelo Gráben dos Caiabis, e se apresenta na forma de um cinturão orogênico de orientação NW-SE de aproximadamente 500 km de extensão. Esse cinturão apresentam expressivo magmatismo cálcio-alcalino, entendido como parte de um arco magmático acrescido à província Amazônia Central entre 2,05 e 1,8 Ga. Visto o depósito X1 estar inserido na porção leste da província (Fig. 3), apenas as unidades deste setor serão descritas (Tabela 1). 23 Fi gu ra 3 : M ap a ge ol óg ic o da p or çã o le st e da P ro ví nc ia A ur ífe ra d e A lta F lo re st a (m od ifi ca do d e A ss is , 2 01 5) . 24 O Complexo Cuiú-Cuiú, correspondente ao embasamento cristalino da PAAF, é composto por gnaisses ortoderivados com graus variados de migmatização, com predominância de gnaisses tonalíticos, gnaisses graníticos, além de anfibolitos subordinados (Souza et al. 2005). A sistemática U-Pb em zircão (LA-ICP-MS) indica idades de 1.992 ±7 Ma, próximo a cidade de Alta Floresta (Oliveira & Albuquerque, 2003), enquanto Paes de Barros (2007) obteve a idade de 1.984 ±7 Ma, próximo a Alto Alegre. Segundo Paes de Barros (2007), a diferença entre as idades obtidas poderia indicar um evento acrecionário ainda não documentado. A Suíte Pé-Quente, com idade U-Pb em zircão (LA-ICP-MS) de 1.979 ±31 Ma (Miguel-Jr, 2011), corresponde à suíte plutônica mais antiga da área. É composta por leucomonzonito, quartzo monzonito, quartzo monzodiorito, albitito fino, granodiorito aplitíco e biotita tonalito (Assis, 2011). Apresenta afinidade geoquímica com séries levemente reduzidas a altamente oxidadas, cálcio-alcalinas de médio K, magnesianas e meta- a peraluminosas, semelhante aos granitos orogênicos do tipo I (Assis et al., 2014). A unidade hospeda o depósito aurífero Pé Quente (Assis, 2011), uma das principais mineralizações disseminadas de Au ± Cu da província. Idades Re-Os em pirita proveniente do principal setor mineralizado do depósito, indica idades estaterianas para a mineralização, compreendidas entre 1.784 ±9 e 1.792 ±9 Ma (Assis, 2015). O Granito Novo Mundo (Paes de Barros, 2007), dominantemente representado por rochas sienogranitícas a tonalíticas, possuí composição sub-alcalina a cálcio-alcalina, peraluminosa com médio a alto potássio. Apresenta grande relevância metalogenética por hospedar inúmeros garimpos auríferos primários, além de uma importante mineralização disseminada de Au ± Cu conhecida como depósito Luizão, interpretado por Paes de Barros (2007) como relacionado ao modelo genético IRGS (intrusion-related gold systems), de Lang & Baker (2001), além de mineralizações de menor porte como é o caso dos alvos Basílio e Dionísio. A exemplo do depósito Pé Quente, Assis (2015) novamente reporta idades Re-Os estaterianas, entre 1.805 ±21,5 e 1.782 ±8,9 Ma, obtidas em pirita proveniente da zona de alteração fílica (muscovita grossa + quartzo + pirita + Au). O Granito Flor da Mata consiste em álcali-feldspato granito, sienogranito e rochas monzoníticas a granodrioríticas. Embora ainda não possua idade definida, Ramos (2011) o entende como correlato ao Granito Novo Mundo. 25 O Granito Guarantã, corresponde a uma das mais novas suítes descritas para a província (Assis, 2015). Corresponde a uma suíte composta por biotita tonalito e biotita granodiorito, de afinidade cálcio-alcalina, oxidada de médio a alto potássico. Corresponde a uma unidade de grande importância metalogenética, visto hospedar importantes mineralizações auríferas disseminadas, a exemplo dos depósitos Pé Quente e X1 (Assis, 2015). Idades U-Pb em zircão por SHRIMP indicam cristalização entre 1.904 ±4,6 e 1.901 ±6,8 Ma, respectivamente para as facies granodiorítica e tonalítica (Assis, 2015). O Granito Aragão corresponde a um granito do tipo-A, alcalino, metaluminoso a peraluminoso, correlacionável à Suíte Intrusiva Teles Pires (Paes de Barros, 2007; Vitório, 2010). Entretanto, estudos mais recentes indicam idade de cristalização de zircão em 1.931 ±12 Ma (LA-ICP-MS em zircão; Miguel-Jr, 2011). O Granito Nhandu, com idade de cristalização entre 1.889 ±17 Ma e 1.879 ±5,5 Ma (U-Pb em zircão; Silva & Abram, 2008), é composto por granito, monzonito, granodiorito e sienogranito, que ocorrem na forma de stocks aglutinados em formatos circulares a elípticos, subconcordantes a concordantes, além de diques, soleiras e cúpulas subvulcânicas associados a granitoides finos (Souza et al., 2005). A Suíte Intrusiva Matupá exibe idade de cristalização Pb-Pb em zircão de 1.872 ±12 Ma, e representa um magmatismo oxidado, cálcio-alcalino de alto potássio, magnesiano, peraluminoso a metaluminoso (Moura, 1998). Moreton & Martins (2005) distinguem quatro fácies magmáticas, sendo que na fácies 1 encontra-se hospedado o depósito disseminado de Au ± Cu de Serrinha (Moura, 1998; Moura et al., 2006). A fácies 1 da Suíte Matupá é composta por biotita granito e biotita monzogranito porfirítico (Moreton & Martins, 2005). O Granito Peixoto aflorante nos arredores da cidade de Peixoto de Azevedo, é entendido por alguns autores (Lacerda Filho et al., 2004; Souza et al., 2005) como pertencentes à Suíte Intrusiva Matupá, no entanto, Paes de Barros (2007), a partir de datação em zircão (Pb- Pb), obtém idade de cristalização em 1.792 ±12 Ma, sendo, portanto, mais jovem que a Suíte Intrusiva Matupá. Exibe composição que varia de biotita monzogranito, biotita tonalito a biotita granodiorito com hornblenda. Corresponde a um plúton leucocrático, isotrópico, equigranular a porfirítico (Paes de Barros, 2007). Possuí afinidade geoquímica com os granitos cálcio- alcalinos de médio potássio, visto exibir característica metaluminosa a peraluminosa, magnesiana e, portanto, relacionado a processos orogênicos (Paes de Barros, 2007). Silva et al. (2014) propõe duas hipóteses para o Granito Peixoto: (1) de que estaria associado às rochas 26 vulcânicas da Suíte Colíder como remanescente de um arco magmático, ou (2) formado em um ambiente extensional, durante a ruptura do Supercontinente Colúmbia. Tabela 1: Geocronologia e ambiente tectônico das principais unidades geológicas do setor leste da PAAF. Extraído de Assis (2015). 27 O Grupo Colíder corresponde a rochas vulcânicas, subvulcânicas, piroclásticas e epiclásticas, intermediárias a ácidas (Souza et al., 2005). Possuí afinidade geoquímica com granitos pós-orogênicos cálcio-alcalinos de alto potássio, metaluminosos a peraluminosos. Possuí idade de cristalização U-Pb em zircão que varia de 1.786 ±17 Ma a 1.781 ±8 Ma (JICA/MMAJ, 2000; Souza et al., 2005). Visto a forte correção entre as idades U-Pb de cristalização desta unidade com as idades Re-Os em sulfeto, Assis (2015) indica sua elevada importância metalogenética regional, pois teria correspondido ao evento magmático responsável pela instalação dos sistemas magmático-hidrotermais da província e, portanto, responsável pelo seu evento aurífero estateriano. A Suíte Intrusiva Teles Pires é constituída por álcali-feldspato granito e sienogranito, com monzogranito subordidado, que ocorrem na forma de batólitos e stocks de origem plutônica a subvulcânica (Silva & Abram, 2008). As rochas mostram afinidade com granitos oxidados do tipo A2 de médio a alto potássio, e natureza cálcio-alcalina a alcalina, metaluminosa a peraluminosa (Silva & Abram, 2008). Idades U-Pb em zircão indicam cristalização entre 1.782 ±17 e 1.757 ±8 Ma (Souza et al., 2005; Silva & Abram, 2008). O Pórfiro União do Norte corresponde a um magmatismo alcalino de alto potássio, magnesiano e metaluminoso, composto por álcali-feldspato granito a monzonito porfirítico (Assis, 2011). Sua idade de cristalização, em 1.774 ± 7,5 Ma (U-Pb em zircão por LA-ICP-MS) (Miguel-Jr, 2011), é correlacionável à Suíte Intrusiva Teles Pires, tal como discutido por Assis (2011). A Formação Dardanelos, pertencente ao Grupo Caiabis, representa a cobertura sedimentar mesoproterozoica, condicionada ao Gráben do Caiabis (Leite & Saes, 2003). É constituída por arenito siltito, argilitos e conglomerado basal, com idade máxima de sedimentação de 1.337 ± 13 Ma e ínima de 1.987 ± 4 Ma (Leite & Saes, 2003). 28 4.3 O DEPÓSITO DISSEMINADO DE Au ± Cu DO X1 Regionalmente, o depósito disseminado de Au ± Cu do X1 (Rodrigues, 2012) ocorre inserido em região cartografada como pertencente à Suíte Intrusiva Matupá (Moura, 1998; Souza et al., 2005). Essa unidade forma serras alongadas na direção NE, com cristas balizadas por diques de diabásio, vulcânicas ácidas e microgranitos (Paes de Barros, 1994). De acordo com Paes de Barros (1994), a suíte é composta por biotita granodiorito, que após processos de alteração hidrotermal, exibiria uma falsa composição monzogranitíca. Moreton & Martins (2000, 2005) dividem a suíte em quatro litofácies; (1) biotita granito e biotita monzogranito porfiritíco; (2) hornblenda monzogranito, biotita-hornblenda monzonito e hornblenda monzodiorito; (3) clinopiroxênio-hornblenda monzodiorito e hornblenda diorito; (4) biotita granito, granito e monzogranito com microgranitos e granófiros subordinados. Na fácies 1, encontra-se hospedado o Depósito Serrinha (Moura, 1998), enquanto que a fácies 4 hospedaria o depósito X1. Entretanto, os poucos afloramentos do entorno de depósito, em conjunto com os dados provenientes de furos de sondagem, revelam que o depósito se enquadra em uma área dominantemente representada por rochas granodioríticas a tonalíticas, truncadas por diques máficos e granito fino porfirítico e, portanto, dissonante das sub-fáceis da Suíte Intrusiva Matupá (Rodrigues, 2012; Assis, 2015). O depósito X1 localiza-se ao norte do Estado de Mato Grosso, entre as cidades de Matupá e Guarantã do Norte (Fig. 4). Essa região começou a ser colonizada no início da década de 1970 a partir de incentivos do Governo Federal, o que culminou no surgimento de pequenas vilas e aglomerados que se transformaram em cidades, a exemplo de Alta Floresta, Peixoto de Azevedo, Matupá e Guarantã do Norte (Rodrigues, 2012). 29 Figura 4: Localização do depósito aurífero do X1, na cidade de Matupá, próximo ao seu limite com Guarantã do Norte. Extraído de Rodrigues (2012) Rodrigues (2012) individualiza dois litotipos hospedeiros principais da mineralização aurífera do depósito X1 (Fig. 5), sendo eles (i) biotita granodiorito e (ii) quartzo-feldspato pórfiro (QFP), sendo o primeiro, a principal hospedeira do depósito. O biotita granodiorito possui coloração bege acinzentada com granulação média a grossa, e textura equigranular a porfirítica, com fenocristais euédricos de plagioclásio de até 3 cm de comprimento (Rodrigues, 2012; Assis, 2015). O quartzo-feldspato pórfiro (QFP) apresenta coloração rosa avermelhada, matriz fina a afanítica, holocristalina, e textura porfirítica denotada por fenocristais de quartzo bipiramidal e feldspato. Exibe composição modal eminentemente tonalítica (Rodrigues, 2012). Datações U-Pb em zircão por SHRIMP indicam idades de cristalização de 1.904 ±4,6 Ma e de 1.773 ±5,7 Ma, para o biotita granodiorito e quartzo-feldspato pórfiro, respectivamente (Assis, 2015). Rodrigues (2012) reconhece cinco diferentes estágios para a alteração hidrotermal no depósito X1, temporalmente representados por: (1) alteração potássica pervasiva com feldspato potássico; (2) alteração fílica pervasiva a localmente venular, representada por muscovita 30 grossa + quartzo + pirita; (3) alteração propilítica pervasiva; (4) alteração clorítica pervasiva; e (5) alteração carbonática subordinada, que por vezes exibe calcita placóide. A alteração potássica, responsável pelas tonalidades avermelhadas dos litotipos (feldspato potássico ± hematita), possuí ampla distribuição espacial, posicionando-se ao redor das zonas mineralizadas, em seus setores mais distais (Rodrigues, 2012). A alteração fílica, representada por com muscovita grossa + quartzo + pirita + Au apresenta contato gradual com a alteração potássica, e forma zonas com extensão de até 130 m (Rodrigues, 2012; Assis et al., 2014). Corresponde ao estágio hidrotermal espacial e temporalmente associado às zonas mineralizadas do depósito (Fig. 6) (Rodrigues, 2012). A alteração propilítica exibe distribuição mais distal, embora ocorra de modo muito mais restrito do que os estágios anteriores (Rodrigues, 2012). É representada pela paragênese mineral clorita + epidoto + calcita ± apatita ± rutilo ± hematita ± pirita, originada a partir da substituição da biotita, magnetita e plagioclásio primários (Rodrigues, 2012). No conjunto, as alterações cloritíca e carbonática são pouco expressivas no depósito X1, estando a primeira relacionada à substituição da biotita e da muscovita, enquanto a segunda, pela geração de calcita a partir da alteração do plagioclásio ígneo (Rodrigues, 2012) Figura 5: A) Mapa geológico do depósito X1; e (B) Seção geológica A-B em que é possível observar as zonas de alteração hidrotermal e relações de contato entre as unidades individualizadas no depósito X1. Extraído de Rodrigues (2012). 31 O minério é dominantemente disseminado, embora veios de quartzo + pirita ± Au, margeados por muscovita grossa também possam ser observados. De modo geral, as zonas mineralizadas exibem associação paragenética definida por pirita + Au ± calcopirita ± molibdenita ± hematita (Rodrigues, 2012). Em adicional, molibdenita oriunda das principais zonas mineralizadas da alteração fílica pervasiva indica idades Re-Os de 1.787 ±7 a 1.785 ±7 Ma (Assis, 2015). Essas idades da mineralização são compatíveis às de cristalização de 1.773 ±5,7 Ma (U-Pb em zircão por SHRIMP) obtidas para o quartzo-feldspato pórfiro. No conjunto, esses dados indicam que a subvulcânica hospedeira do depósito X1, estratigraficamente correlacionada a suíte Colíder, a qual corresponderia a um dos eventos magmáticos de escala regional, responsável pelo evento aurífero da província. Em adicional, idades Re-Os em pirita da zona mineralizada dos depósitos Pé Quente e Luizão indicam idades similares às obtidas para o depósito X1, visto estarem compreendidas em 1.787.0 ±5,5 Ma e 1.787.4 ±6,2 Ma, respectivamente (Assis, 2015). Figura 6: Quadro paragenético da evolução do sistema hidrotermal do depósito X1. Extraído de Rodrigues (2012). 32 RESULTADOS OBTIDOS 5. PETROGRAFIA E QUÍMICA MINERAL DA CLORITA E MUSCOVITA HIDROTERMAIS De acordo com o escopo do trabalho, a escolha de amostras para a laminação restringiu- se às zonas de alteração fílica (muscovita + quartzo + pirita + Au) e clorítica, previamente definidas por Rodrigues (2012) (Fig. 6). Na alteração fílica observou-se essencialmente a substituição do plagioclásio e do feldspato potássico por muscovita, a qual se deu de forma parcial a total, inclusive com formação de pseudomorfos de muscovita. Os cristais de feldspato alterados são tanto primários quanto hidrotermais, esses provenientes da alteração potássica. A alteração clorítica, por sua vez, ocorre a partir da substituição da biotita ígnea por clorita com cor de birrefringência anômala (rica em Fe), e subordinadamente, a partir da alteração da muscovita, com geração de massas anédricas ou aglomerados intersticiais na matriz das hospedeiras do depósito. 5.1 CLASSIFICAÇÃO ÓPTICA DA MUSCOVITA A petrografia permitiu a individualização de quatro tipologias distintas, baseadas na textura, forma do cristal e de ocorrência da muscovita, as quais incluem: (1) muscovita fibro- radial; (2) muscovita subeuedral; (3) muscovita pseudomórfica; e (4) muscovita venular. A muscovita fibro-radial ocorre em paragênese com quartzo e pirita, e comumente se desenvolve a partir da substituição do feldspato, de modo a acarretar contatos ora regulares, ora irregulares. É possível distinguir duas formas de ocorrência dessa textura, sendo uma caracterizada pela aglutinação de cristais alongados, de até 1 cm de comprimento, na forma de agregados fibrosos (em forma de pequenas “vassouras”) (Figs. 7 A- B). Uma segunda subvariedade ocorre em uma textura radial, similar a “esferulitos”, e a partir da aglutinação de cristais com menor dimensão (Figs. 7 C-D). Além da diferença no tamanho dos cristais, é possível observar que os esferulítos apresentam as extremidades alteradas para clorita, evidenciada pela mudança na cor de interferência do centro para as bordas dos cristais (Figs. 7 C, D). Essa tipologia textural foi encontrada em diferentes lâminas descritas, porém, ocorre concentrada em alguns pontos específicos, que podem atingir significativa expressão areal. 33 Figura 7: Fotomicrografias da tipologia fibro-radial sob os nicóis cruzados. (A-B) Muscovita fibro- radial que ocorre como agregados fibrosos em matriz quartzo-feldspática; e (C-D) Muscovita fibro- radial que exibe textura radiada, similar a pequenos esferulitos e com bordas que exibem fraca alteração para clorita. Legenda: Chl: clorita; Ms: muscovita; Qz: quartzo. Durante as análises ao Microscópio Eletrônico de Varredura (MEV) de diferentes cristais representativos da textura fibro-radial, constatou-se a ausência de inclusões minerais nesta textura da muscovita (Figs. 8 A-D). A fase sulfetada foi caracterizada a partir do EDS como pirita, e o feldspato de composição alcalina (Figs. 8 A, D). A informação mais importante obtida durante a análise, foi a confirmação da alteração para clorita nas bordas da muscovita radiada, identificada pela mudança na coloração dos cristais de cinza para branco, sendo que os centros dos agregados mostraram composição típica da muscovita (Figs. 8 B-D). A substituição para clorita ocorre restrita as extremidades dos cristais, na forma de pequenas lâminas de clorita, alternadas com lâminas de muscovita, indicativo de substituição incongruente (Fig. 8 C). Entretanto, a constatação desse padrão de alteração balizou a posterior análise desse tipo textural na Microssonda Eletrônica, visto as análises se restringirem ao centro dos cristais. 34 Figura 8: Fotomicrografia com elétrons retroespalhados da variedade fibro-radial da muscovita do depósito X1. (A) Agregado de muscovita fibro-radial em associação paragenética com pirita. (B) agregado de muscovita fibro-radial com extremidades alteradas para clorita. (C) Detalhe da cloritização das bordas dos cristais radiais de muscovita. (D) Muscovita fibro-radial em associação espacial com feldspato potássico. A muscovita subeudral, por sua vez, forma cristais subeudrais de granulação fina a grossa (Figs. 9 B-C), livre de significativas inclusões minerais, e novamente associados ao quartzo. Nota-se que uma forte associação dos sulfetos com essa tipologia, visto os setores mais intensamente sulfetados estarem a ela relacionados (Figs. 9 A-D). Normalmente apresenta contatos retilíneos com o quartzo e a pirita, sem direção preferencial de crescimento (Fig. 9 C). Sua principal fase de cristalização provavelmente coincidiu com o ápice da alteração hidrotermal representada por muscovita + quartzo + pirita de Rodrigues (2012), e também com o ápice da mineralização sulfetada. Consiste na tipologia de maior expressão areal observada na análise petrográfica, visto ser ampla e abundante em todas as amostras estudadas. 35 Figura 9: Fotomicrografias sob luz transmitida da variedade subeuedral: muscovita subeuedral de granulação grossa e em paragênese com quartzo + pirita (A) com nicóis paralelos e (B) cruzados; (C, D) Agredados de muscovita subeuedral em matriz com pirita fina e quartzo anédrico, sob luz transmitida e com polarizadores cruzados. Legenda: Ms: muscovita; Qz: quartzo. Análises ao MEV revelaram que alguns cristais de muscovita com inclusões de quartzo (Fig. 10B, C, D), que ocorrem de maneira bem restrita. Além do quartzo, foi identificada uma inclusão de apatita, no entanto, de ocorrência muito localizada (Fig. 10A), enquanto pirita foi identificada como fase sulfetada associada, em contatos retilíneos com a muscovita. 36 Figura 10: Fotomicrografias a partir de elétrons retroespalhados da tipologia subeuedral. (A) inclusão de apatita em muscovita subeuedral paragenéticamente associada à pirita. (B) Muscovita associada a quartzo. (C) Típica associação paragenética da alteração fílica, com muscovita + pirita + quartzo, inclusive com inclusões de muscovita subeuedral na fase sulfetada. (D) Muscovita associado a pirita. Legenda: Ap: apatita; Ms: muscovita; Py: pirita; Qz: quartzo. A terceira tipologia é representada por muscovita pseudomórfica na forma de agregados cristalinos de muscovita desenvolvidos a partir da substituição tanto parcial (Fig. 11B) quanto completa do feldspato potássico e do plagioclásio (Fig. 11C, D), com a preservação da forma dos minerais substituídos. Ocorre associada principalmente ao quartzo e pirita, além de feldspato subordinado. Apresenta granulação grossa, com cristais de até 1 cm, que exibem contatos retilíneos com o quartzo e a pirita (Fig. 11D), e contatos irregulares com o feldspato potássico (Fig. 11A). Em alguns casos, os cristais de muscovita apresentam direções preferenciais de crescimento, concordantes a geminação polissintética do feldspato alterado (Fig. 11A). Nas amostras analisadas, os pseudomorfos de muscovita não possuem uma expressão areal significativa, visto ocorrerem de forma isolada ao longo das lâminas. 37 Figura 11: Fotomicrografias da tipologia pseudomórfica sob luz transmitida e nicóis cruzados. (A) Agregado de cristais com crescimento de muscovita ao longo de duas direções cristalográficas, de acordo com geminação tartan do microclínio substituído. (B) Muscovita pseudomórfica subeuedral a partir da substituição incompleta de K-feldspato. (C-D) Pseudomorfos de muscovita. Legenda: Kfs: feldspato potássico; Ms: muscovita; Qz: quartzo. As análises com o Microscópio Eletrônico de Varredura para essa tipologia de muscovita possibilitou a identificação de pequenas inclusões locais de apatita em alguns cristais (Fig. 12A). Em adicional, foi possível constatar a presença de pequenas inclusões de pirita em todos os cristais analisados (Fig. 12). A partir de análises semi-quantitativas efetuadas com o EDS, constatou-se uma composição química praticamente homogênea entre os diferentes cristais formadores ao longo do pseudomorfo (Figs. 12B-D). 38 Figura 12: Fotomicrografias de elétrons retroespalhados dos pseudomorfos de muscovita: (A) Inclusão de pirita e diminutas inclusões de apatita na muscovita. (B) Pseudomorfo de muscovita a partir da substituição de feldspato. (C-D) Pseudomorfo de muscovita com cristais formados ao longo de duas direções cristalográficas principais. E por fim, a muscovita venular é de ocorrência bastante restrita no depósito X1. Está associada a vênulas tardias que truncam todas alterações hidrotermais descritas por Rodrigues (2012), assim como todos os setores de dominância das tipologias da muscovita anteriormente caracterizadas. Embora incomum, carbonato pode preencher algumas vênulas em conjunto a essa tipologia mais da muscovita (Fig. 13A). Essa tipologia é caracterizada por apenas um cristal, de granulação grossa, subeuedral (Fig. 13A). Além disso, apesar de ocorrer associada a quartzo, sulfetos associados a essa variedade não foram encontrados. Análises ao MEV do cristal de muscovita representante desta tipologia evidenciou a presença de pequenas inclusões de apatita (Fig. 13B). 39 Figura 13: (A) Fotomicrografia sob nicóis cruzados da variedade venular associada a quartzo e calcita. (B) Imagem de elétrons retroespalhados da variedade venular que exibe pequenas inclusões de apatita. Legenda: Ap: apatita; Cal: calcita; Ms: muscovita; Qz: quartzo. 5.2 CLASSIFICAÇÃO QUÍMICA DA MUSCOVITA Para a classificação química da muscovita, foram analisados 73 cristais de muscovita com o auxílio da Microssonda Eletrônica, dos quais: (I) 22 são representantes da variedade pseudomórfica; (II) 25 da muscovita fibro-radial; (III) 25 da muscovita subeuedra; e (IV) apenas 1 da muscovita restrita a vênulas. No caso da muscovita restrita a vênulas, foram feitas 5 análises em diferentes pontos do cristal. Os resultados das diferentes análises de cada variedade encontram-se compilados nos Apêndices I, II, III, IV, respectivamente. Os resultados obtidos nas análises químicas mostraram que todas os cristais de muscovita provenientes das diferentes texturas podem ser classificadas como do tipo muscovita típica, com ligeiro deslocamento para o membro fengítico, indicativo da presença de pequenos percentuais dessa molécula na estrutura, tal como discutido por Deer et al. (1966). Em adicional, os resultados foram plotados no diagrama de classificação da mica branca, proposto por Deer et al. (1992), onde M2 corresponde a Fe2+ + Mg2+ + Mn2+ (Fig. 14A). Conforme mostra o diagrama, os dados obtidos para as micas analisadas exibem grande homogeneidade química, sendo que as pequenas variações observadas são restritas às quantidades de sílica e alumínio. De modo geral, as variedades se assemelham à “muscovita secundária” definida por Miller et al. (1981), cuja a composição química depende de substituições controladas por reações do tipo Tschermak, caracterizadas pela forte correlação negativa entre Si+Fe+Mg vs. Al total, tal como observado para os cristais analisados (Fig 14B). 40 Figura 14: (A) Diagrama de classificação da mica branca proposto por Deer et al (1992), com cálculo efetuado para a base com 22 oxigênios equivalentes. (B) Diagrama Al total vs Si + Mg +Fe. 41 Além das substituições controladas pelas reações do tipo Tschermak, a distribuição dos pontos no diagrama de classificação de Deer et al. (1992) (Fig. 14A) indica a existência de soluções sólidas entre os membros finais da série muscovita-fengita. Tais soluções são marcadas por substituições catiônicas nos diferentes sítios da estrutura mineral das micas. Neste cenário, a correlação negativa observada no diagrama M2+ vs. AlVI (Fig 15), indica que a substituição isomórfica nos octaedros entre alumínio e os cátions bivalentes teria ocorrido em todos os tipos de muscovita, sendo mais intensa na muscovita subeuedral (proporção 3,6:0,6) e de maneira menos intensa na muscovita venular, na proporção 3,3:0,9 (Fig. 15). Tal substituição é controlada pela equação: AlVI + Al IV ↔ M2+ + SiIV (Eq. 1) Figura 15: Diagrama AlVI vs M2+, no qual é possível observar um contínuo de substituições catiônicas da variedade subeudral, para a fibro-radial, pseudomórfica, se encerrando na muscovita venular. Segundo a equação (1) a diminuição da quantidade de Al nos sítios octaédricos deve ser acompanhada de igual diminuição de Al nos sítios tetraédricos. Entretanto, tal relação não é observada no diagrama Al IV vs. Al VI (Fig. 16), no qual constata-se fraca a moderada correlação positiva para todas as tipologias da muscovita, embora esteja melhor correlacionada nas tipologias pseudomórfica e subeudral, e menos pronunciada na variedade fibro-radial. Tais correlações aliadas ao afastamento da relação AlVI vs. M2+ da proporção 1:1 (esperada) mostrada pelas tipologias analisadas pode indicar a atuação de algum mecanismo que impediu 3,1 3,2 3,3 3,4 3,5 3,6 3,7 3,8 0,4 0,5 0,6 0,7 0,8 0,9 1,0 A l V I M2+ = Fe+Mg+Mn Muscovita Fibro-radial Muscovita Subeuedral Muscovita Pseudomórfica Muscovita vênular 42 o desenvolvimento normal da solução sólida, a exemplo das substituições incongruentes, especialmente observada na muscovita pseudomórfica. Figura 16: Diagrama AlIV vs. AlVI, na qual se observada a ausência de correção entre AlIV e o AlVI da muscovita fibro-radial, e moderada correção positiva entre as variedades pseudomórfica e subeuedral. Em adicional, todas as tipologias de muscovita descritas apresentam uma forte correlação negativa entre a quantidade de Al nos sítios octaédricos e a vacância (espaços vazios) nesses sítios, tal como observado no diagrama Al VI vs. [ ] VI (Fig 17). Fica evidente, portanto, que a maior quantidade de alumínio no sítio octaédrico depende diretamente da disponibilidade de espaços vazios nesses sítios, devendo, portanto, estar relacionada à extração de cátions bivalentes devido a interação fluido-rocha em processo hidrotermal de pH ácido. 3,1 3,2 3,3 3,4 3,5 3,6 3,7 3,8 1,3 1,4 1,5 1,6 1,7 1,8 1,9 2 A l V I Al IV Muscovita Pseudomórfica Muscovita Vênular Muscovita Fibro-radial Muscovita Subeuedral 43 Figura 17: Diagrama AlVI vs. [ ]VI que exibe a forte correção negativa entre o AlVI e as vacâncias disponíveis nesses sítios para todos os cristais analisados. Substituições isomórficas que envolvem o sítio A, de coordenação XII, estão relacionadas aos teores de Na2O, BaO, CaO e K2O da mica. Os resultados das análises químicas dos cristais de muscovita analisadas indicam teores inexpressivos de CaO e BaO, além de teores na ordem de 0,1 Na (p.u.f) para as tipologias subeuedral, pseudomórfica e venular. A tipologia fibro-radial apresenta teores menores de Na (0,01 p.u.f). Tais valores descartam a presença de Ca e Ba no sítio A da estrutura cristalina dos cristais analisados de muscovita. Entretanto, pequenas quantidades de Na podem ocorrer no sítio A nas tipologias subeuedral, pseudomórfica e venular. Conclui-se, portanto, que os sítios de coordenação XII dos cristais de muscovita analisados são ocupados predominante a exclusivamente por K+. Esse fato é corroborado pelo diagrama K vs. [ ] XII (Fig. 18), o qual apresenta uma forte correlação negativa entre o K+ e a vacância no sítio XII para todas as tipologias descritas. 3,1 3,2 3,3 3,4 3,5 3,6 3,7 3,8 0,5 0,7 0,9 1,1 1,3 1,5 1,7 1,9 A l V I [ ] VI= 4-Al VI + Fe + Mg + Mn Muscovita Fibro-radial Muscovita subeuedral Muscovita Pseudomórfica Muscovita vênular 44 Figura 18: Diagrama K vs [ ]XII que exibe a forte correção negativa entre os teores de K+ e os de 2 – K + Na nas vacâncias do sítio XII da msucovita. Os teores de TiO2 nos cristais analisados de muscovita são baixos, sendo a tipologia subeuedral a que apresenta maior teor (média de 0,57 Ti p.u.f), enquanto a tipologia fibro-radial apresenta os menores valores (média igual a 0,017 Ti p.u.f) (Apêndice I, II, III e IV). Tais teores comprovam a origem hidrotermal (“secundária”) da muscovita do depósito X1, visto estarem compreendidos no intervalo (até 0,7% de TiO2) definido por Zen (1988) para muscovita de origem secundária, ou seja, não ígnea. 5.3 CLASSIFICAÇÃO ÓPTICA DA CLORITA A petrografia da zona de alteração cloritíca do depósito X1 permitiu a individualização de duas tipologias de clorita, baseadas na textura e forma do mineral, sendo elas: (1) clorita subeuedral e (2) clorita intersticial. A clorita subeuedral ocorre na forma de cristais grossos, associados ao quartzo e a calcita (Fig 19 B, D). A sua formação se deu a partir da alteração de cristais de biotita ígnea e muscovita, sendo comum encontrar núcleos de muscovita em alguns cristais de clorita (Fig. 19C). Sua característica petrográfica mais marcante consiste na variação da cor de interferência entre o centro e borda dos cristais. As porções centrais exibem birrefringência esverdeada, enquanto a borda, arroxeada (cor anômala) (Fig. 19A, D). Tal variação indica diferenças composicionais, com o enriquecimento em ferro em direção à borda, em detrimento da quantidade de magnésio. 0,2 0,25 0,3 0,35 0,4 0,45 0,5 1,65 1,7 1,75 1,8 1,85 [ ] X II = 2 – K + N a K Muscovita Fibro-radial Muscovita subeuedral Muscovita Pseudomórfica Muscovita vênular 45 Figura 19: Fotomicrografias sob nicóis cruzados da clorita subeuedral. (A-B) Cristais de clorita com variação na cor de interferênciaem associação com calcita e quartzo. (C-D) Cristais de clorita subeuedral em associação com calcita, quartzo e núcleos de muscovita. Legenda: Cc: calcita; Chl: clorita; Ms: muscovita; Qz: quartzo. A análise ao MEV revelou pequenas inclusões de titanita e apatita na clorita subeuedral, especialmente ao longo de seus planos de clivagem da clorita (Figs. 20A-D). 46 Figura 20: Fotomicrografia de elétrons retroespalhados da tipologia subeuedral: (A, B, C, D) Cristais de clorita subeuedral, associada a quartzo e com diminutas inclusões de titanita e apatita. Legenda: Ap: apatita; Chl: clorita; Qz: quartzo; Ttn: titanita. Uma segunda tipologia de clorita corresponde a textura intersticial, que ocorre na forma de massas policristalinas geralmente associadas ao quartzo hidrotermal (Fig. 21). Apresenta cor de interferência verde clara, no entanto, sem mudanças perceptíveis. Ocorre de modo abundante em todas as amostras descritas, sendo mais comum, inclusive, do que a tipologia anterior. 47 Figura 21: Fotomicrografia sob nicóis cruzados da variedade instersticial associada a quartzo. A exemplo da clorita subeuedral anteriormente descrita, análises ao microscópio eletrônico de varredura revelaram a presença de inclusões de apatita e titanita (Figs 22A-D), no entanto, em menor frequência e distribuídas de maneira aleatória. 48 Figura 22: Fotomicrografrias de elétrons retroespalhados da clorita intersticial: (A, B, C, D) Agregados de clorita espacialmente associados ao quartzo e com pequenas inclusões de apatita e titanita. Legenda: Ap: apatita; Chl: clorita; Qz: quartzo; Ttn: titanita. 5.4 CLASSIFICAÇÃO QUÍMICA DA CLORITA Para a classificação química da clorita, por Microssonda Eletrônica, foram analisados 62 cristais, dos quais (1) 35 são representativos da clorita intersticial; enquanto (2) 27 são provenientes da variedade subeuedral. Conforme recomendado por Foster (1962), todo o ferro contido na estrutura da clorita é tido como ferro ferroso (ferro bivalente: Fe2+). Os resultados obtidos (Apêndice V, VI) foram plotados no diagrama de classificação da clorita proposto por Foster (1962). Segundo essa classificação, ambas tipologias da clorita do depósito X1 enquadram-se no domínio da brunsvigita, embora a variedade intersticial insira-se próximo ao limite com o clinocloro (Fig. 23). 49 Figura 23: Diagrama de classificação da clorita proposto por Foster (1962), no qual observa-se que a clorita do depósito X1, em sua totalidade, enquadra-se no campo da brunsvigita. A variação composicional dos cristais de clorita do depósito X1 é consequência principalmente da existência de soluções sólidas, da variação da composição dos fluidos presentes no ambiente de cristalização e variações na fO2, fS2, ou do pH do ambiente de formação. De acordo com o diagrama MgO (%) vs. FeO (%) (Fig. 24), é possível observar uma clara diferença composicional entre as tipologias da clorita, sendo a intersticial de natureza magnesiana, enquanto a variedade subeuedral apresenta caráter ferroso. 50 Figura 24: Diagrama bivariante do MgO (%) vs. FeO (%) para a clorita do depósito X1, no qual observa- se uma clara distinção entre a variedade subeuedral (ferrosa) e a intersticial (magnesiana). De acordo com Foster (1962), tais variações são comuns na clorita, e envolve a substituição de Fe2+ por Mg2+ nas camadas octaédricas. O diagrama Mg2+ vs. Fe2+(Fig. 25) mostra uma forte correlação linear inversa entre os cátions, sugestiva, portanto, da formação de uma série de solução sólida, no entanto, com variedades extremas, visto a ausência de cristais de composição intermediária. Figura 25: Diagrama Fe2+ vs Mg2+ para as variedades da clorita no depósito X1. 10 12 14 16 18 20 22 24 14 16 18 20 22 24 % F eO % MgO Clorita Subeuedral Clorita Instersticial 1 1,2 1,4 1,6 1,8 2 2,2 2,4 2,6 2,8 3 3,2 3,4 3,6 Fe 2 + Mg2+ Clorita Subeuedral Clorita Instersticial 51 Além da substituição de Fe2+ por Mg2+, é notada uma relação de substituição do Al em posição octaédrica com os cátions bivalentes que também ocupam esse sítio, conforme mostra o diagrama AlVI vs. R2+= Mg + Fe + Mn (Fig. 26). A boa correlação observada entre estes componentes provavelmente obedece a relação proposta por Foster (1962): SiVI + R2+(VI) ↔ Al IV +Al VI A correlação observada tem inclinação negativa e define uma relação entre R2+ e AlVI diferente de 1:1 (Fig. 26), o que indica que há outro mecanismo de substituição entre estes cátions, além da solução sólida. Figura 26: Diagrama AlVI vs. R2+ para as tipologias de clorita do depósito X1. Outro indicativo da existência de um mecanismo de substituição entre R2+ e AlVI, além da solução sólida na clorita do depósito X1, é evidenciado pelo diagrama [ ] VI = 12- (AlVI + Fe + Mg + Mn ) vs. AlVI (Fig. 27), o qual mostra que a quantidade de alumínio no sítio octaédrico tende a aumentar com o aumento da vacância nesse sítio (correlação linear positiva), principalmente para a tipologia intersticial. Uma condição que explicaria este comportamento seria a extração dos cátions bivalentes presentes no sítio octaédrico durante hidrotermalismo tardio, haja vista, a maior correlação positiva mais acentuada para a tipologia intersticial, de cristalização tardia em relação a variedade subeuedral. Essa extração abriria espaços (vacâncias) nos octaedros da clorita do depósito X1 e teria sido pouco eficaz na remoção do AlVI, ocasionando a correlação positiva observada no diagrama (Fig. 27). 4,3 4,4 4,5 4,6 4,7 4,8 4,9 1 1,1 1,2 1,3 1,4 1,5 R 2 + = M g + Fe + M n Al VI Clorita Instersticial Clorita Subeuedral 52 Figura 27: Diagrama AlVI vs [ ]VI para as tipologias de clorita, no que nota-se uma forte correlação linear positiva entre as variáveis em questão. 1 1,1 1,2 1,3 1,4 1,5 0 0,1 0,2 0,3 A lV I [ ] VI = 12- ( AlVI + Fe + Mg + Mn) Clorita Subeuedral Clorita Instersticial 53 6. DISCUSSÃO A análise petrográfica da muscovita e clorita do depósito X1 possibilitou a discriminação de diferentes tipologias desses minerais. A muscovita apresenta quatro variedades distintas, sendo elas: (1) muscovita fibro-radial, (2) muscovita subeuedral, (3) muscovita pseudomórfica e (4) muscovita venular; enquanto que para a clorita, duas tipologias foram caracterizadas: (1) clorita subeuedral e (2) clorita intersticial. Além disso, as composições químicas, obtidas com o uso da Microssonda Eletrônica, evidenciam que as diferenças entre as tipologias não estão restritas a forma e textura dos minerais, que apresentam uma clara variação composicional. No caso da muscovita, é possível observar um incremento na quantidade de cátions bivalentes (Fe2+ e Mg2+) acompanhado por uma redução na quantidade de AlVI (Fig 15) na seguinte ordem: Muscovita Subeuedral → Muscovita Fibro-radial → Muscovita Pseudomórfica → Muscovita Venular. Adicionalmente, nota-se a diminuição da quantidade de AlVI com o aumento da vacância nesse sítio ( [ ]VI ) (Fig. 17), o que indica que a presença de alumínio nos octaedros da muscovita depende diretamente da disponibilidade de espaços vazios nesse sítio. Tal fato, aliado a correlação observada na Figura 15 aponta a ocorrência de diferentes taxas de extração de cátions bivalentes durante a formação da muscovita do depósito X1, no qual maiores taxas de extração devem estar relacionadas a uma maior razão fluido/rocha. Nesse sentido, é possível estabelecer a seguinte ordem decrescente da razão fluido/rocha para as tipologias da muscovita: Muscovita Subeuedral → Muscovita Fibro-radial → Muscovita Pseudomórfica → Muscovita Venular. Essa ordem está em sintonia com a variação da quantidade de sulfeto associado a cada tipologia textural da muscovita. Tais fatos indicam a existência de uma relação direta entre a mineralização e a razão fluido/rocha, na qual uma maior razão associa-se a uma maior eficiência na precipitação de sulfeto. Essa suposição está de acordo com os resultados obtidos por Rodrigues (2012). De acordo com a classificação proposta por Foster (1962), as duas variedades de clorita ocupam o domínio da brunsvigita (Fig. 23). No entanto, é possível constatar uma notável 54 variação composicional entre as variedades (Fig. 24). A clorita subeuedral apresenta uma concentração de Fe2+ aproximadamente 1,6 vezes maior que a variedade intersticial. Enquanto a variedade intersticial possuí uma concentração de Mg2+ em torno de 1,2 vezes maior que a tipologia subeuedral (Fig. 25). Essa variação deve estar relacionada ao fato da clorita subeuedral formar-se diretamente da substituição da biotita e, subordinadamente, da muscovita, que apresentam significativos teores de ferro, enquanto a variedade intersticial não exibe essa relação. Dessa forma, a clorita intersticial pode ser diretamente relacionada a fluidos originalmente enriquecidos em Mg2+, em especial, durante a geração do halo de alteração propilítica definido por Rodrigues (2012), enquanto a variedade subeuedral ser produto de alterações pós-magmáticas, para as quais o fluido, originalmente não enriquecido em Fe2+, teria se aproveitado da composição ferrosa do mineral substituído. Adicionalmente, ambas as variedades de clorita do depósito X1 apresentam uma substituição marcante entre cátions bivalentes por aluminío no sítio octaédrico (Fig. 26). Essa substituição ocorre de maneira mais intensa na variedade intersticial. Tal fato aliado a correlação positiva, observada principalmente na variedade instersticial, entre a quantidade de AlVI e a vacância no sítio octaédrico (Fig 27) e a relação de substituição diferente de 1:1, esperada de acordo com Foster (1962), podem indicar a ocorrência de uma extração dos cátions bivalentes desse sítio por fluxos hidrotermais tardios, que teriam sido pouco eficazes na remoção do AlVI. A temporalidade tardia inferida para esse fluxo é resultado da forte correlação positiva constatada para a variedade intersticial observada no diagrama da Figura 27, em relação a uma correlação menos definida para a clorita subeuedral. A quantificação da composição química dos diferentes cristais representantes das duas tipologias de clorita viabilizou o uso desse mineral como geotermômetro. De acordo com o trabalho pioneiro de Cathelineau & Nieva (1985), a temperatura de cristalização da clorita possuí uma íntima relação com o conteúdo de AlVI na sua fórmula. Após essa constatação, diferentes calibrações foram propostas para essa finalidade (Kranidiotis & Maclean, 1987; Jowett, 1991; Zang & Fyfe, 1995). De acordo com esses estudos, a temperatura de cristalização das variedades da clorita do depósito X1 foi calculada com o uso do programa Winccac (Yavuz 55 et al., 2015). As médias dos resultados estão dispostos na Tabela 2, todos os resultados estão no Apêndice VII e os histogramas no Apêndice VIII. Para todos os métodos calculados, os resultados mostram uma média de temperatura de cristalização menor para a clorita intersticial. Esses valores inferiores corroboram com a cronologia anteriormente proposta, na qual a clorita intersticial teria sido gerada mais tardiamente, em relação a clorita subeuedral do sistema hidrotermal do depósito X1. Em adicional, os valores obtidos com o geotermômetro da clorita estão em sintonia com o intervalo de temperatura de homogeneização total estimadas por Trevisan (2012) através do estudo de inclusões fluidas em veios de quartzo ± pirita ± calcopirita ± muscovita. Segunda a autora, fluidos aquo-carbônicos primários, e dominantes no depósito X1, apresentam temperaturas mínimas de aprisionamento entre 218 e 334,6 °C. As temperaturas médias de cristalização da clorita subeuedral, em conjunto com as temperaturas obtidas pelas inclusões fluidas (Trevisan, 2012) foram utilizados no cálculo da pressão de formação das zonas de alteração fílica (muscovita + quartzo + sulfeto) do depósito X1, a partir do geobarômetro da muscovita. Para essas estimativas, foi utilizada a calibração proposta por Massonne & Schreyer (1987), expressa analiticamente por Anderson (1996) a partir da equação: P (kbars) = - 2,6786 Si2 + 43,975 Si + 0,01253 * T (ºC) – 113,9995 É possível perceber que a estimativa de pressão com base no geobarômetro da muscovita é sensível à temperatura e à quantidade de átomos de Si (p.u.f), visto que o aumento nesse conteúdo deve estar relacionado ao aumento da pressão. É importante ressaltar que o cálculo da quantidade de átomos de Si (p.u.f) para esse trabalho está baseado em 11 oxigênios equivalentes conforme recomendação de Massonne & Schreyer (1987), diferente dos 22 oxigênios equivalentes propostos por Deer et al. (1962) (Fig. 14 A). Os resultados médios obtidos estão dispostos na Tabela 3, e todos os resultados nos Apêndices IX, X, XI e XII. Método Clorita Subeuedral Desvio Padrão Clorita Intersticial Desvio Padrão Cathelineau & Nieva (1985) 256 º C 14,16 238 º C 7,04 Kranidiotis & Maclean (1987) 290 º C 15,41 262 º C 7,38 Jowett (1991) 308 º C 21,94 278 º C 10,64 Zang & Fyfe (1995) 254 º C 12,99 250 º C 7,04 Tabela 2: Valores de temperatura média obtidos para as variedades de clorita a partir de diferentes calibrações. 56 Tabela 3: Valores médios de pressão estimados para cada variedade de muscovita, a partir de diferentes autores. Muscovita Subeudral Muscovita Pseudomórfica Muscovita Fibro-radial Muscovita venular Método T média (ºC) P média (kbar) Desvio Padrão P média (kbar) Desvio Padrão P média (kbar) Desvio Padrão P média (kbar) Desvio Padrão Cathelineau & Nieva (1985) 256 1,68 0,63 1,28 0,54 2,63 0,62 1,19 0,85 Kranidiotis & Maclean (1987) 290 2,11 0,63 1,71 0,54 3,05 0,62 1,61 0,85 Jowett (1991) 308 2,33 0,63 1,93 0,54 3,28 0,62 1,84 0,85 Zang & Fyfe (1995) 254 1,66 0,63 1,25 0,54 2,60 0,62 1,16 0,85 Assis (2015) 240 1,48 0,63 1,08 0,54 2,43 0,62 0,98 0,85 As relações entre a quantidade de átomos de Si (p.u.f) e as pressões estimadas encontram-se dispostas na Figura 28. É possível observar uma variação dos valores calculados estimados de pressão para todas as variedades de muscovita. Essa variação é consequência direta da alta sensibilidade do método geobarométrico à quantidade de Si (p.u.f) na composição da muscovita. De acordo com Anderson (1996), uma variação de ±0,05 átomos de Si (p.u.f) leva a uma variação na pressão de ±1,3 kbar. Nesse sentido, valores anômalos (outliers altos e baixos) observados nos gráficos da Figura 27 podem estar relacionados tanto a erros analíticos inerentes a Microssonda Eletrônica, quanto a uma substituição de silício por alumínio na estrutura da muscovita, esse último mais provável devido ao caráter aluminoso das tipologias de muscovita analisadas. Outra ressalva em relação ao método geobarométrico é que ele se baseia exclusivamente na abundância de um elemento em apenas uma fase mineral. Ademais, os resultados obtidos com o geobarômetro da muscovita mostram um intervalo de pressão entre 0,98 kbar e 3,28 kbar, correspondentes a um intervalo de profundidade de 2,9 a 9,9 km. Novamente, esses valores exibem consistência com os dados de pressão obtidos por inclusões fluidas por Assis (2015), na ordem de 1,02 a 3,46 kbar. Adicionalmente, é possível perceber uma variação nas pressões médias obtidas para cada variedade textural da muscovita, ordenadas em ordem crescente da seguinte forma: Muscovita Venular → Muscovita Pseudomórfica → Muscovita Subeuedral → Muscovita Fibro-radial 57 Apesar de não caracterizada a relação temporal para as diferentes tipologias de muscovita no decorrer da petrografia, as suas distintas sequências indicadas, juntamente com suas pressões de formação apontam para a seguinte sequência temporal de geração: Muscovita Fibro-radial → Muscovita Subeuedral → Muscovita Pseudomórfica → Muscovita Venular Essa relação temporal implica que a mineralização começou com a geração da muscovita fibro-radial, em maior profundidade e intermediária razão fluido/rocha. O ápice do sistema magmático-hidrotermal teria ocorrido durante a formação da variedade subeuedral (relacionada à maior razão fluido/rocha). As demais texturas, no entanto, representariam constantes reduções na pressão e temperatura, concomitantemente a partir de razões fluido/rocha inferiores. 58 Figura 28: Diagramas Si (p.u.f) vs. Pressão (kbar) das tipologias de muscovita de acordo com as diferentes temperaturas obtidas. 59 6.1 IMPLICAÇÕES METALOGENÉTICAS A estreita relação espacial entre mineralizações auríferas disseminadas e plutons graníticos paleoproterozóicos do tipo I e A, de afinidade sub-alcalina, cálcio-alcalina a alcalina, metaluminosa a levemente peraluminosa, de médio a alto potássio e composição de tonalito- granodiorito a sieno-monzogranito, com a mineralização aurífera associada a zonas de intensas alterações hidrotermais, têm sido fortes evidências para vincular a metalogênese do ouro no setor leste da PAAF ao desenvolvimento de sistemas magmático-hidrotermais (Moura, 1998; Paes de Barros, 2007; Silva & Abram, 2008; Assis, 2011; Xavier et al., 2011, Rodrigues, 2012). Nesse cenário, a mineralização aurífera do depósito X1 também se enquadra nesse contexto genético, visto: (1) o ambiente de arco magmático de colocação das rochas graníticas hospedeiras; (2) o caráter relativamente oxidado desses magmas; (3) os tipos e distribuição da alteração hidrotermal, com propilítica distal, marcante alteração potássica com feldspato potássico e alteração fílica com muscovita + quartzo + sulfetos (Rodrigues, 2012; Assis et a., 2014). No conjunto, essas características aproximam o depósito X1 aos sistemas magmático- hidrotermais do tipo Au-pórfiro (gold-porphyry deposits; Seedorff et al., 2005; Sillitoe, 2010), nesse caso rico em ouro, porém pobre em cobre (Rodrigues, 2012). Em adicional, sistemas do tipo pórfiros geralmente se posicionam em nível crustal raso, usualmente entre 1 e 6km de profundidade (Seedorff et al., 2005). Entretanto, os dados de geobarometria da muscovita e a presença de inclusões aquo-carbônicas no depósito X1 indicam posicionamento crustal mais profundo do que aqueles usualmente reportados para sistemas magmático-hidrotermais semelhantes. Para o depósito, são sugeridas nesse trabalho, profundidades entre 3km e 10km. Esses dados, inclusive, exibem nítida gradação entre as variedades da muscovita, na qual as tipologias subeuedral, pseudomórfica e venular apresentam valores de pressão média no intervalo de 1,36 – 1,85 kbar (2,9 – 3,9 km), enquanto a variedade fibro-radial apresenta condição de pressão média de 2,8 kbar (5,9 km). Essa diferença marcante indica que a variedade fibro-radial possuí gênese mais profunda quando comparada às demais tipologias. Essa variedade pode corresponder, portanto, a zona de alteração hidrotermal denominada como do tipo “greisen” por Seedorff et al., (2005), com geração de muscovita em texturas fibro-radiais e, portanto, correspondentes à raízes de sistemas magmático-hidrotermal do tipo pórfiro. Essa zona de alteração de raiz, denominada de greisen por Seedorff et al. (2005), não teria qualquer conotação genética com a clássica alteração do tipo greisen atribuída por 60 Pirajno (1992) às porções apicais de granitos anorogênicos mineralizados à Sn-W-U. Segundo Seedorf et al., (2005), alterações fílica com muscovita fibro-radial ocorrem a elevadas temperaturas, em condições iniciais de resfriamento do sistema magmático-hidrotermal. Entretanto, a alteração do tipo greisen é relativamente rara em depósitos de Cu-Au ou Au do tipo pórfiro (Seedorff et al., 2005 e 2008), sendo bem documentada nos depósitos de Cu-Au de Miami Inspiration (distrito Globe – Miami), Sierrita – Esperanza e El Ray, todos no Arizona, E.U.A. (Seedorff et al., 2008). Nesses casos, essa alteração representa níveis mais profundos, geralmente localizados abaixo das zonas mineralizadas, sendo parte da raiz preservada de sistemas Cu-Au pórfiro (Seedorff et al., 2008). Embora essa alteração com muscovita – quartzo – sulfeto, quando presente em raízes de pórfiros, contenha pirita, está fracamente mineralizada em Cu e metais de base. Tais fatos, explicariam o maior valor médio de pressão obtido para a muscovita fibro-radial do depósito X1, além da sua clara associação com sulfetos. Adicionalmente, os menores valores médios de pressão encontrados para as outras tipologias podem ser relacionados a região de cúpula das hospedeiras graníticas, onde, segundo o modelo proposto por Rodrigues (2012), estaria a zona mineralizada do depósito X1. Essa hipótese é corroborada pela clara associação da muscovita subeudral com sulfetos. Complementarmente, a maior profundidade crustal apresentada pelo depósito X1 em relação ao tradicional modelo dos pórfiros andinos pode ser um reflexo do seu ambiente geodinâmico de geração e posicionamento do sistema hidrotermal. Segundo Assis (2015), os depósitos da PAAF seriam produto de um magmatismo cálcio-alcalino oxidado, hidratado, magnesiano a ferroso e ligeiramente peraluminoso (granito tipo I pertencente a serie da magnetita), originado a partir de magmatismo mantélico com pequena contribuição crustal em ambiente sin- a pós-orogênico (estágio pós-orogênico do Arco magmático Juruena). Esse fato implicaria uma configuração de crosta continental relativamente mais espessa para o posicionamento do magma responsável pela instalação dos sistemas magmático-hidrotermais da província. Essa configuração de crosta continental relativamente mais espessa, implicaria um alojamento mais profundo do magmatismo gerador do sistema hidrotermal e, consequentemente, a maior profundidade observada para os depósitos tipo pórfiro da PAAF, no qual se encaixa o depósito X1. Essa maior profundidade do sistema, inclusive, poderia ser a razão pela qual os padrões dos halos das alterações hidrotermais dos depósitos da província, a exemplo do depósito X1, não sejam amplamente e regionalmente tão amplos e extensos quanto aqueles observados nos pórfiros andino. Portanto, o maior espessamento crustal indicaria uma maior pressão de confinamento de um sistema hidrotermal desenvolvido a maiores 61 profundidades. Isso potencializaria uma circulação mais circunscrita ao sistema granítico dos fluidos derivados do resfriamento magmático e, consequentemente, uma maior dificuldade desses fluidos percolarem por grandes extensões espaciais nas encaixantes do sistema magmático-hidrotermal. 62 7. CONCLUSÕES Esse estudo caracterizou a clorita e a muscovita do depósito X1. Essa caracterização foi feita de duas formas principais: (1) caracterização petrográfica, a partir da microscopia convencional e com o uso do Microscópio Eletrônico de Varredura; e (2) caracterização da composição química mineral a partir da Microssonda Eletrônica. Os resultados obtidos, combinados com estudos anteriores permitiram um melhor entendimento das relações desses minerais com as alterações hidrotermais descritas por Rodrigues (2012), além de uma compreensão mais detalhada do fluido mineralizante e da evolução metalogenética do depósito supracitado. Nesse contexto, as seguintes conclusões podem ser feitas com base nos resultados obtidos: (1) A alteração hidrotermal produziu diferentes tipos de muscovita. Essa diferença não é restrita a textura nem a forma, visto também refletir variações composicionais entre as tipologias descritas. (2) As variações composicionais observadas entre as variedades de muscovita indicam variações nas propriedades do fluido hidrotermal, principalmente no que diz respeito a razão fluido/rocha. Além disso, essas variações indicam uma sequência cronológica da cristalização para cada tipologia. (3) Todas as tipologias da muscovita apresentam valores baixos de titânio, comprovando sua origem hidrotermal. (4) Foram descritas duas distintas tipologias para a clorita, que a exemplo da muscovita, tais variações também refletem em uma variação em sua composição. (5) Essa variação composicional é consequência da diferente temporalidade de formação dos cristais de clorita, visto a variedade subeuedral ser diretamente decorrente da substituição da biotita ígnea, e portanto, apresentar maior conteúdo de ferro. (6) Os valores de temperatura obtidos a partir das diferentes calibrações para o geotermômetro da clorita estão coerentes com os apresentados em trabalhos prévios em inclusões fluidas, assim como os valores de pressão obtidos a partir do geobarômetro da muscovita . (7) Os valores de pressão obtidos indicam uma variação de profundidade entre 3km e 10km, sendo os maiores valores restritos à variedade fibro-radial da muscovita. Essa segmentação reflete sua maior pressão de confinamento o que se assemelha às alterações do tipo greisen, descrita por Seedorf et al., (2008) como restrita à zonas 63 profundas (de raízes) de depósitos do tipo pórfiro. Dessa forma, apesar das diferenças com o modelo tradicional dos depósitos pórfiro, as maiores profundidades não desqualificam o depósito X1 como pertencente ao referido modelo. 64 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ABREU FILHO, W., BARROS, A.J.P.; BARRETO FILHO, J.A. Projeto Ouro Gemas. Relatório Anual da Área Piloto da Reserva Garimpeira de Peixoto de Azevedo. Cuiabá, DNPM, CPRM, Relatório Anual, 31p. 1992. ALMEIDA, F.F.M; HASUI, Y.; BRITO NEVES, B.B. The upper Precambrian of South American. Boletim IGC- USP, 7:45-80. 1976. ANDERSON, J. L. Status of thermobarometry in granitic batholiths. Transactions of the Royal Society of Edinburgh: Earth Sciences, 87, 125-138. 1996. ASSIS, R.R. Depósitos auríferos associados ao magmatismo félsico da Província de Alta Floresta (MT), Cráton Amazônico: litogeoquímica, idade das mineralizações e fonte dos fluidos. 2015. 320f. Tese de Doutorado - Universidade Estadual de Campinas, Campinas, 2015. ASSIS, R.R. 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