UNIVERSIDADE ESTADUAL PAULISTA “JULIO DE MESQUITA FILHO” INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS E CIÊNCIAS EXATAS Trabalho de Conclusão de Curso Curso de Graduação em Geologia COMPARAÇÃO PETROGRÁFICA E GEOQUÍMICA ENTRE AS SUBVULCÂNICAS MÁFICAS SULFETADAS E NÃO SULFETADAS DO DEPÓSITO AURÍFERO PÉ QUENTE, PROVÍNCIA DE ALTA FLORESTA (MT), CRÁTON AMAZÔNICO Isabella da Gama de Medeiros Orientador: Prof. Dr. Rafael Rodrigues de Assis Co-orientador: Prof. Dr. Sebastião Gomes de Carvalho Rio Claro (SP) 2016 UNIVERSIDADE ESTADUAL PAULISTA Instituto de Geociências e Ciências Exatas Câmpus de Rio Claro ISABELLA DA GAMA DE MEDEIROS COMPARAÇÃO PETROGRÁFICA E GEOQUÍMICA ENTRE AS SUBVULCÂNICAS MÁFICAS SULFETADAS E NÃO SULFETADAS DO DEPÓSITO AURÍFERO PÉ QUENTE, PROVÍNCIA DE ALTA FLORESTA (MT), CRÁTON AMAZÔNICO Trabalho de Formatura 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. Rio Claro - SP 2016 Medeiros, Isabella da Gama de Comparação petrográfica e geoquímica entre as subvulcânicas máficas sulfetadas e não sulfetadas do depósito aurífero Pé Quente, Província de Alta Floresta (MT), Cráton Amazônico / Isabella da Gama de Medeiros. - Rio Claro, 2016 78 f. : il., figs., gráfs., tabs., fots., mapas Trabalho de conclusão de curso (Geologia) - Universidade Estadual Paulista, Instituto de Geociências e Ciências Exatas Orientador: Rafael Rodrigues de Assis Coorientador: Sebastião Gomes de Carvalho 1. Petrologia. 2. Magmatismo máfico. 3. Depósito tipo Au-pórfiro. I. Título. 552 M488c Ficha Catalográfica elaborada pela STATI - Biblioteca da UNESP Campus de Rio Claro/SP ISABELLA DA GAMA DE MEDEIROS COMPARAÇÃO PETROGRÁFICA E GEOQUÍMICA ENTRE AS SUBVULCÂNICAS MÁFICAS SULFETADAS E NÃO SULFETADAS DO DEPÓSITO AURÍFERO PÉ QUENTE, PROVÍNCIA DE ALTA FLORESTA (MT), CRÁTON AMAZÔNICO Trabalho de Formatura 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 Prof. Dr. Rafael Rodrigues de Assis (orientador) Prof. Dr. Antonio José Ranalli Nardy Prof. Dr. Washington Barbosa Leite Junior Rio Claro, 24 de novembro de 2016 Assinatura do(a) aluno(a) assinatura do(a) orientador(a) V Agradecimentos Aos meus pais, Joselita R. da Gama e Lício P. de Medeiros por terem me dado apoio independentemente das minhas escolhas e também por todo o apoio que eles me deram durante a graduação. Sem a ajuda deles, eu não estaria me formando no curso de Geologia. Ao meu orientador, Rafael R. de Assis, por ter estado sempre presente ao longo desse ano de 2016, sempre sendo atencioso e pronto a responder dúvidas. Aos meus amigos da graduação Daniel, Tatiana, Tatiany, Flávia, Marina, Yasmim, Melissa, Laura, Marina Yumi, Igor, Matheus, Felipe por terem sido companheiros desde 2011/2012, estarem presentes nos momentos mais importantes desses últimos anos e serem amigos que eu quero ter pelo resto da vida. Às minhas amigas de intercâmbio Cecília, Maiyara e Yessica por terem estado presentes em um dos anos mais importantes da minha vida e por quem sempre terei um carinho enorme. Aos meus amigos de Ribeirão, Mari, Mariel, Érica, Felipe, Bruna, Guilherme, Marcus e Bruno por serem pessoas com quem sempre posso contar, mesmo estando distantes. São os meus companheiros de shows, viagens, escola e que foram muito importantes em momentos decisivos da minha vida. VI Resumo A Província Aurífera de Alta Floresta (PAAF) está situada no centro-sul do Cráton Amazônico e hospeda mais de uma centena de depósitos auríferos alinhados segundo o Alinhamento Peru-Trairão. As mineralizações primárias da província podem ser divididas em três grupos: (1) Au ± Cu (± Bi ± Te ± Ag) disseminado; (2) Au ± Cu confinados em sistemas graníticos; (3) Au + Zn + Pb ± Cu ± Mo. As mineralizações do tipo (1) e (2) foram interpretadas como sistemas do tipo Au-pórfiro enquanto o tipo (3) foi interpretado como um sistema epitermal de baixa a intermediária sulfetação. Diversos autores tinham correlacionado a metalogênese do ouro a três estágios, sendo equivalentes aos eventos magmáticos que geraram as hospedeiras: (1) 1,98-1,93 Ga com o alojamento dos plútons Pé Quente, Novo Mundo, Aragão e Santa Helena; (2) 1,89-1,87 Ga com a intrusão do Granito Nhandu e Suíte Matupá; (3) 1,78-1,75 Ga com a colocação dos granitos anorogênicos da Suíte Intrusiva Teles Pires. No entanto, datações recentes revelaram que a idade das mineralizações é em torno de 1.80 a 1.78 Ga, portanto essa idade é equivalente às idades do Grupo Colíder e das Suítes Paranaíta e Teles Pires (terceiro estágio magmático). Neste contexto, insere-se o depósito Pé Quente, pertencente às mineralizações do tipo (1). A hospedeira desse depósito está truncada por diques de subvulcânicas máficas (alvo de estudo deste trabalho), e essas subvulcânicas podem ser divididas em sulfetadas e não sulfetadas. Além disso, diversos depósitos da província também são truncados por diques de subvulcânicas máficas a intermediárias. Dessa forma, o objetivo deste trabalho é compreender se o magmatismo máfico que gerou as subvulcânicas sulfetadas poderia ser correlacionado às suítes de idade similar a mineralização e se ele teria contribuído com metais, calor, fluidos e enxofre para a metalogênese do ouro da província. Portanto, neste trabalho foram feitas análises petrográficas e geoquímicas para distinguir as subvulcânicas sulfetadas das subvulcânicas não sulfetadas. As subvulcânicas não sulfetadas possuem granulação mais grosseira e foram fracamente atingidas pela alteração hidrotermal. Geoquimicamente, estas subvulcânicas apresentam caráter sub-alcalino baixo a médio K formadas em ambientes extensionais e composição de gabro. Estas rochas foram correlacionas a diques básicos tardios de idade em torno de 1.416 Ma, e, portanto, sem envolvimento na metalogênese do ouro. As subvulcânicas sulfetadas possuem granulação mais fina e foram atingidas por quatro estilos de alteração hidrotermal na seguinte ordem: alteração potássica, alteração sericítica (relacionada com a precipitação de sulfetos), alteração propilítica e alteração clorítica. Geoquimicamente, estas rochas apresentam caráter alcalino a cálcio-alcalino alto K formadas em ambiente de arcos magmáticos e composição de VII monzogabro a monzodiorito. As subvulcânicas sulfetadas foram correlacionadas ao Grupo Colíder (1.803 a 1.766 Ma) o que evidencia a contribuição de magmatismo máfico para a formação do depósito aurífero Pé Quente e também de outros depósitos do setor leste da PAAF. Palavras-chave: Província Aurífera de Alta Floresta; Depósito tipo Au-pórfiro; Depósito Pé Quente; Magmatismo máfico. VIII Abstract The Alta Floresta Gold Province, southern portion of the Amazon Craton, hosts more than a hundred gold deposits aligned in the direction of Peru-Trairão Lineament. The province primary mineralization are divided into three groups: (1) Au ± Cu (± Bi ± Te ± Ag) disseminated within granitic systems; (2) vein-type Au ± Cu systems; (3) vein-type Au + Zn + Pb ± Cu ± Mo. Mineralizations of type (1) and (2) were interpreted as gold porphyry systems whereas type (3) was interpreted as epithermal gold-systems of low to intermediate sulfidation. Many authors had associated gold metallogenesis to three stages: (1) 1.98-1.93 Ga with the intrusion of the Pé Quente, Novo Mundo, Aragão e Santa Helena plutons; (2) 1.89- 1.87 Ga with the intrusion of Nhandu Granite and Matupá Intrusive Suite; (3) 1.78-1.75 Ga with the intrusion of anorogenic granites associated to Teles Pires Intrusive Suite. However, recent ages obtained for the mineralization are between 1.80 Ga and 1.78 Ga. These ages are equivalent to the ages associated to Colíder Group, Paranaíta Intrusive Suite and Teles Pires Intrusive Suite, which are representative of the third magmatic stage. In this context, the Pé Quente gold deposit presents mineralization of group (1). The host rock of Pé Quente mineralization is commonly intruded by many mafic dykes (target of this study), these mafic dykes can be divided on sulfide-bearing mafic subvulcanics and non-sulfide-bearing mafic subvulcanics. Besides, many other deposits of the province are also intruded by mafic to intermediate dykes. Thus, the objective of this study is to comprehend if the mafic magmatism that generated the sulfide-bearing subvulcanics could be related to the suites of similar age to the gold mineralization. Consequently, the mafic magmatism could have provided metals, heat, fluids and sulfur contributing to gold metallogenesis. Therefore, in order to distinguish between the sulfide-bearing subvulcanics and non-sulfide-bearing subvulcanics, petrographic and geochemical analysis were made. Non-sulfide-bearing subvulcanics are coarser and weakly affected by hydrothermal alteration. Geochemically, they are constituted of gabbro and show characteristics of subalkaline low to medium K magmas formed in extensional environment. These rocks were associated to basic dykes of age 1,416 Ma with no involvement in gold metallogenesis. Sulfide-bearing subvulcanics have a fine texture and were heavily affected by hydrothermal alteration in the following order: potassic alteration, sericitic alteration (related to sulfide precipitation), propylitic alteration and cloritic alteration. Geochemically, they are composed of monzogabbro and monzodiorite, and show characteristics of alkaline to calc-alkaline high K magmas formed in magmatic arcs. Sulfide- bearing subvulcanics were associated to Colíder Group (1,803 to 1,766 Ma) which indicates IX the contribution of mafic magmatism in the formation of Pé Quente gold deposit and other gold deposits in the east sector of Alta Floresta Gold Province. Key-words: Alta Floresta Gold Province; Gold-porphyry systems; Pé Quente gold deposit; Mafic Magmatism X SUMÁRIO 1. INTRODUÇÃO . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1 1.1. Justificativas e objetivos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3 1.2. Localização . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4 2. MATERIAIS E MÉTODOS . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 6 2.1. Amostragem . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. .... .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 6 2.2. Petrografia . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 7 2.3. Geoquímica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 8 3. CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .9 3.1. Cráton Amazônico . . . . . . . . . . . . . . . . . .. . . . . . . . . . . .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. . .. 9 3.2. Província Aurífera de Alta Floresta (PAAF) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .11 3.2.1. Embasamento/Complexo Cuiú-Cuiú . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16 3.2.2. Suíte Intrusiva Matupá . . . . . . . . . . . .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .16 3.2.3. Suíte Intrusiva Flor da Serra . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 17 3.2.4. Suíte Intrusiva Paranaíta . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . ... . . . . . . . . . . . . .17 3.2.5. Intrusivas Básicas de Guadalupe . . . . . . . . . . . . .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .18 3.2.6. Grupo Colíder . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .18 3.2.7. Suíte Intrusiva Teles Pires . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 19 3.2.8. Diques básicos/Suíte Intrusiva Nova Guarita . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .19 4. DEPÓSITOS AURÍFEROS DA PROVÍNCIA DE ALTA FLORESTA . . . . . . . . . . . . . .21 4.1. Contexto Geológico do depósito Pé Quente . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .21 5. PETROGRAFIA DAS SUBVULCÂNICAS DO ENTORNO DO DEPÓSITO PÉ QUENTE . . . . . . . .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .25 5.1. Diques subvulcânicos sulfetados . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .25 5.2. Diques subvulcânicos não-sulfetados . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. . . . . . .26 5.3. Alteração Hidrotermal . .. . . . . . . . . . . . . . .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .28 5.3.1. Alteração potássica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .29 5.3.2. Alteração sericítica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .30 5.3.3. Alteração propilítica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .32 5.3.4. Alteração clorítica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 32 5.3.5. Vênulas Tardias . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 36 5.4. Minério disseminado . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 36 6. LITOGEOQUÍMICA . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 42 XI 7. DISCUSSÕES . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .59 7.1. Comparação petrográfica e geoquímica entre subvulcânicas sulfetadas e não sulfetadas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 59 7.2. Contextualização geológica das subvulcânicas sulfetadas e não sulfetadas . . . . . . . . . 62 7.3. Implicações metalogenéticas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .64 7.4. Considerações finais . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 67 8. CONCLUSÕES . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .69 9. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 71 XII Índice de Figuras 1.1 Localização da Província Aurífera de Alta Floresta, com destaque para a região de Peixoto de Azevedo, município onde se insere o depósito Pé Quente (modificado de Souza et al., 2005 por Stabile, 2012). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5 3.1 Compartimentação do Cráton Amazônico, com as principais associações litológicas e localização da Província Aurífera de Alta Floresta, de acordo com o modelo proposto por Tassinari e Macambira (1999), retirado de Assis (2015). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 10 3.2 Distribuição das províncias geotectônicas do Cráton Amazônico com a localização da Província Aurífera de Alta Floresta (SANTOS et al., 2000; SANTOS et al., 2006). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11 3.3 Estruturação petrotectônica da Província Aurífera de Alta Floresta, modificado de Paes de Barros (2007) e Assis (2015). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 12 3.4 Mapa geológico do setor leste da Província Aurífera de Alta Floresta, retirado de Assis (2015) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 13 4.1 Mapa geológico de semi-detalhe do entorno do depósito Pé Quente, com a localização das amostras de subvulcânicas utilizadas neste trabalho. Fonte: Stabile Jr (2012) modificado de Assis (2011). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23 5.1 Diques de diabásio sulfetado com (A) Aglomerados disseminados de pirita fina em matriz de granulação muito fina; (B) Textura porfirítica e poiquilítica com fenocristal de plagioclásio de 1,6 cm com inclusões de rutilo orientados paralelamente segundo a direção de crescimento do fenocristal; (C) Paragênese mineral primária (augita, magnetita e plagioclásio) sobreposta por clorita, calcita, sericita e clinozoisita hidrotermais; (D) Diabásio com fenocristais de augita e enstatita em meio a matriz fina composta por cristais de plagioclásio sericitizados. FOTOMICROGRAFIAS: B-C em luz transmitida; D: com polarizadores cruzados. LEGENDA: Agt: augita; Cal: calcita; Chl: clorita; Czo: clinozoisita; En: enstatita; Ep: epidoto; Mag: magnetita; Pl: plagioclásio; Py: pirita; Rt: rutilo. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26 5.2 Diques subvulcânicos não sulfetados (A) Microgabro fanerítico fino de coloração cinza escuro; (B) Textura ofítica e sub-ofítica, representada por cristais ripiformes de plagioclásio parcial a totalmente englobados por cristais de piroxênio; (C) Microgabro representado por augita e plagioclásio bem preservados, além de pequena concentração de minerais secundários, tais como clorita; (D) Ripas de plagioclásio sericitizado e cristais de piroxênio cloritizado da amostra RA-105. FOTOMICROGRAFIAS: B: polarizadores cruzados; C-D: luz natural. LEGENDA: Agt: augita; Chl: clorita; Mag: magnetita; Pl: plagioclásio. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 27 5.3 Quadro paragenético do paleo-sistema hidrotermal proposto para o conjunto de subvulcânicas não sulfetadas do entorno do depósito Pé Quente. . . . . . . . . . 28 XIII 5.4 Quadro paragenético do paleo-sistema hidrotermal proposto para o conjunto de subvulcânicas sulfetadas do entorno do depósito Pé Quente. . . . . . . . . . . . . 29 5.5 (A) Subvulcânica sulfetada com alteração potássica pervasiva representada pelo aspecto turvo (sujo) dos cristais de feldspato, consequência de suas micro-inclusões de hematita. Essa alteração confere a colorações avermelhadas aos litotipos; (B) A potassificação usualmente ocorre a partir da substituição pelas bordas dos cristais de plagioclásio. FOTOMICROGRAFIAS: A-B em luz transmitida. LEGENDA: Fk: feldspato potássico; Hem: hematita; Pl: plagioclásio . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 30 5.6 (A e B) Fenocristal e matriz, ambos representados por plagioclásio intensamente sericitizado; (C) Fenocristal de plagioclásio com bordas potassificadas e núcleo sericitizado, imerso em matriz fanerítica média composta por cristais de plagioclásio alterados para sericita + muscovita; (D) Microgabro em estágio inicial de sericitização dos cristais de plagioclásio da matriz; (E) Muscovita fibro-radial em estilo pervasivo imersa em matriz constituída por plagioclásio sericitizado. FOTOMICROGRAFIAS: A-E polarizadores cruzados. LEGENDA: Agt: augita; Ms: muscovita; Pl: plagioclásio; Ser: sericita. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 31 5.7 (A) Alteração propilítica na forma de bolsões de quartzo + clorita dispersos na matriz; (B) Alteração propilítica representada por calcita grossa, epidoto anédrico de granulação fina, além de quartzo euédrico e clorita anédrica; (C) Substituição de augita por agregados policristalinos de clinozoisita fina; (D) Cristais anédricos de granulação fina e grossa de calcita parcialmente substituídos por clorita; (E) Clorita fibro-radial na amostra RA-89; (F) Pequenos cristais de rutilo em paragênese com clorita. FOTOMICROGRAFIAS A e F: luz natural; B-E: polarizadores cruzados. LEGENDA: Agt: augita; Cal: calcita; Chl: clorita; Czo: clinozoisita; En: enstatita; Ep: epidoto; Mag: magnetita; Pl: plagioclásio; Qtz: quartzo; Rt: rutilo.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 33 5.8 (A) Intensa cloritização do piroxênio com magnetita associada da amostra RA-105; (B) Alteração clorítica intersticial em microgabro não sulfetado. Neste grupo de subvulcânicas, a clorita apresenta composição magnesiana e ocorrência muito mais restrita quando comparada ao outro grupo de subvulcânicas; (C e D) Alteração clorítica em bolsões disformes sobre a muscovita e epidoto dos estágios hidrotermais anteriores. Clorita exibe composição tanto da chamosita quanto do clinocloro; (E) Textura bastante comum da alteração clorítica, resultante da substituição da muscovita (alteração sericítica) e clorita + quartzo (alteração propilítica), com consequente geração de clorita magnesiana e ferrosa (clinocloro e chamosita, respectivamente) nas porções centrais; (F) Diabásio com bolsões esverdeados de clorita + epidoto. FOTOMICROGRAFIAS A e C: luz natural; B e D: polarizadores cruzados. E: imagens de elétrons retroespalhados. LEGENDA: Chl: clorita; Chm: chamosita; Clc: clinocloro; Ep: epidoto; Mag: magnetita; Ms: muscovita; Pl: plagioclásio; Px: piroxênio; Qtz: quartzo.. . . . . . . . . . . . . . . 34 XIV 5.9 (A) Substituição da muscovita da alteração sericítica e epidoto da alteração propilítica por clorita rica em Fe; (B) Substituição da pirita precipitada nas alterações sericítica e propilítica por chamosita; (C-D) Augita parcialmente substituída por clorita; (E) Cristais de clorita das variedades magnesiana e ferrosa com arqueamento da clivagem; (F) Cristais de calcita parcialmente substituídos por clorita magnesiana (baixa birrefringência). FOTOMICROGRAFIAS C: luz natural; A, B, D, E, F: polarizadores cruzados. LEGENDA: Agt: augita; Cal: calcita; Chl: clorita; Ep: epidoto; Ms: muscovita; Pl: plagioclásio; Py: pirita; Qtz: quartzo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 35 5.10 (A) Vênulas tardias de quartzo de granulação fina a média, observadas apenas nos diques subvulcânicos proximais ao depósito Pé Quente; (B) Agregado policristalino de hematita com cerca de 1 mm em vênula de quartzo. FOTOMICROGRAFIAS: A: com polarizadores cruzados; B: luz natural. LEGENDA: Chl: clorita; Hem: hematita; Qtz: quartzo.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 36 5.11 (A-B) Pirita subédrica associada à alteração sericítica e magnetita anédrica primária. Clorita e apatita correspondem às maiores inclusões nos cristais de pirita; (C) Os cristais de magnetita são primários e foram parcialmente substituídos por clorita, na forma de lamelas paralelas. Adicionalmente, lamelas de titanomagnetita são comuns na magnetita; (D) Cristal anédrico de calcopirita de granulação fina; (E-F) Calcopirita inclusa em cristal de pirita, e por vezes, associada com clorita rica em Fe. FOTOMICROGRAFIAS: imagens de elétrons retro-espalhados. LEGENDA: Chl: clorita; Cpy: calcopirita; Mag: magnetita; Py: pirita. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 37 5.12 (A) Inclusão anédrica de esfalerita em cristal de pirita; (B) Inclusão de esfalerita associada à calcopirita em cristal de pirita; (C) Inclusões de wulfenita na pirita. (D-E) Galena em fraturas intercristalinas da pirita; (F) Inclusão de electrum (Au + Ag) associado à albita, em cristal de pirita. FOTOMICROGRAFIAS: imagens de elétrons retro-espalhados. LEGENDA: Ab: albita; Au: ouro; Cpy: calcopirita; Gn: galena; Mag: magnetita; Py: pirita; Sp: esfalerita; Wfn: wulfenita. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 38 5.13 Espectros (EDS) de fases minerais diagnosticadas no minério disseminado com o auxílio do microscópio eletrônico de varredura: (A) Calcopirita; e (B) Esfalerita. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 39 5.14 Espectro (EDS) de fases minerais diagnosticadas no minério disseminado com o auxílio do microscópio eletrônico de varredura: (A) Au + Ag associado à albita; (B) Wulfenita. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 40 5.15 Espectro (EDS) de galena encontrada em fraturas intercristalinas da pirita. . . . 41 6.1 Diagramas do tipo box-plot para os elementos maiores, LILE, HFSE e alguns elementos-traço. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 45 6.2 Diagrama box-plot para os metais de transição (Cr, Ni, Cu, Zn e Co) . . . . . . . . 46 XV 6.3 Diagramas de Harker para elementos maiores e menores para o conjunto de amostras estudado. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 46 6.4 Diagramas de Harker relacionados aos LILE (Ba, Rb e Sr) e HFSE (Nb, Zr e Y) para os grupos de subvulcânicas estudados. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 47 6.5 Diagramas de Harker referente aos metais de transição (Co, Cr, Cu, Ni e Zn) para o conjunto de amostras estudado. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 48 6.6 Diagramas de Harker referente a alguns elementos traço (V e Ga) e ETR (Ce e La) para o conjunto de amostras de subvulcânicas estudado. . . . . . . . . . . . . . . . 49 6.7 Diagramas do Mg# versus elementos maiores para o grupo de subvulcânicas estudados. . . . . . . . . . . . . . . . . . .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 50 6.8 Diagramas do Mg# versus elementos maiores para o grupo de subvulcânicas estudados. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 51 6.9 Diagramas de Mg# referente às concentrações dos metais de transição (Co, Cr, Cu, Ni e Zn) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 52 6.10 Diagramas de Mg# para alguns elementos traço (V e Ga) e ETR (Ce e La) esboçados para o conjunto de amostras estudados. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 53 6.11 (A) Diagrama TAS com a distribuição composicional dos diques do entorno do depósito Pé Quente. Campos conforme Le Maitre et al. (2002); (B) Diagrama TAS modificado por Middlemost (1994) para rochas intrusivas. . . . 54 6.12 Diagrama MALI de Frost et al. (2001) que divide as subvulcânicas nas séries alcalina, álcali-cálcica, cálcio-alcalina e cálcica. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 55 6.13 (A) Diagrama SiO2 versus K2O proposto por Middlemost (1975), onde as rochas não sulfetadas e RA-105 apresentam caráter sub-alcalino baixo K a sub-alcalino. Em contrapartida, as rochas sulfetadas apresentam caráter alcalino. (B) Diagrama SiO2 versus K2O proposto por Le Maitre et al. (1989), onde as rochas não sulfetadas possuem caráter médio K enquanto as sulfetadas e a amostra RA-105 possuem caráter alto K. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 56 6.14 Diagramas AFM propostos por: (A) Irvine e Baragar (1971) no qual as amostras se enquadram no campo toleítico; (B) Kuno (1968), no qual as amostras exibem padrão essencialmente toleítico a levemente cálcio-alcalino. . 56 6.15 (A) Diagrama FeOtot/MgO versus SiO2 proposto por Miyashiro (1974), atestando o caráter toleítico das amostras deste trabalho; (B) Diagrama Fe* de Frost et al. (2001) no qual as amostras não sulfetadas enquadram-se nas séries magnesianas enquanto as amostras sulfetadas e a amostra RA-105 plotam no campo das séries ferrosas. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 57 XVI 6.16 (A) Diagrama NB-Zr-Y de Meschede (1986) que divide as rochas em basaltos intraplaca alcalinos, toleítos intraplaca, E-MORB, basaltos de arco vulcânico e N-MORB; (B) Diagrama Y-La-Nb de Canabis e Lecolle (1989) em que é possível verificar que as subvulcânicas sulfetadas assim como a amostra RA- 105 encontram-se no campo de basaltos cálcio-alcalinos de arco, diferentemente da ampla dispersão das amostras proveniente do grupo de subvulcânicas não sulfetadas. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 58 1 1. Introdução A Província Aurífera de Alta Floresta (PAAF), localizada na porção centro-norte do estado de Mato Grosso, é composta por terrenos plutono-vulcânicos de idade paleo a mesoproterozoica. Inserida no segmento centro-sul do Cráton Amazônico, está delimitada a sul pelo Gráben dos Caiabis e a norte pelo Gráben do Cachimbo (PAES DE BARROS, 2007). Segundo a compartimentação do Cráton Amazônico proposta por Tassinari e Macambira (1999), a PAAF insere-se entre as províncias geocronológicas Ventuari-Tapajós (1,95 – 1,8 Ga) e Rio Negro-Juruena (1,8 – 1,55 Ga). No entanto, de acordo com o modelo de Santos et al. (2000 e 2001) modificado por Santos et al. (2006), enquadra-se entre as províncias geotectônicas Tapajós-Parima (2,03 – 1,88 Ga) e Rondônia- Juruena (1,82-1,54 Ga). Segundo Dardenne e Schobbenhaus (2003), a PAAF teria produzido, entre as décadas de 1970 e 1990, em torno de 200 a 300 t de ouro, a qual proveio principalmente de atividade garimpeira em aluviões, eluviões e colúvios (SOUZA et al., 2005). A exaustão dessas concentrações secundárias impulsionou a busca por mineralizações auríferas primárias, inicialmente confinadas a veios e vênulas de quartzo e sistemas em stockwork e, posteriormente, como disseminações, em ambos os casos, hospedados em plútons graníticos (PAES DE BARROS, 2007) e subordinadamente em vulcânicas e vulcano-sedimentares (ASSIS, 2011). No conjunto, essas mineralizações primárias totalizam mais de uma centena de depósitos de pequeno porte (< 5 t) alinhados na direção NW-SE (alinhamento Peru– Trairão; PAES DE BARROS, 2007; ASSIS, 2011). Com base em diversos trabalhos no setor leste da PAAF (PAES DE BARROS, 2007; ASSIS, 2011; MIGUEL JR, 2011; XAVIER et al., 2011; ASSIS et al., 2014), as mineralizações auríferas primárias podem ser agrupadas em três tipologias principais de acordo com sua assinatura geoquímica e estilo de ocorrência: (1) Au ± Cu (± Bi ± Te ± Ag) disseminado (e.g. depósitos Luizão, Serrinha, Aragão, X1 e Pé Quente) e (2) Au ± Cu confinados em sistemas graníticos (e.g. depósitos Edu e Pombo), ambos com pirita como sulfeto dominante, porém com quantidades variáveis de calcopirita e hematita; além de (3) Au + Zn + Pb ± Cu ± Mo, representada pela ocorrência de pirita, esfalerita e galena, além de calcopirita e digenita subordinadas (e.g. depósitos Bigode, Pezão, Luiz e Francisco). Os grupos (1) e (2) estão eminentemente hospedados em sistemas graníticos cálcio-alcalinos oxidados sendo, portanto, equivalente a sistemas do tipo Au-pórfiro, enquanto o grupo (3) hospeda-se em subvulcânicas, vulcano-sedimentares e granitos alcalinos epizonais oxidados e exibe atributos geológicos compatíveis aos sistemas epitermais de baixa a intermediária 2 sulfetação (ASSIS et al., 2014). No conjunto, esses depósitos estão hospedados em suítes graníticas paleoproterozoicas do tipo I, de composição cálcio-alcalina a sub-alcalina, meta a peraluminosa, de médio a alto K, magnesianas a ligeiramente ferrosas, e que teriam se desenvolvido em ambientes de arcos vulcânicos. Em adicional, Assis (2015) com base em idades Re-Os de três dos principais depósitos pertencentes ao grupo (1) (depósitos X1, Pé Quente e Luizão) discute que o evento aurífero na Província teria ocorrido em um único e estreito intervalo de tempo no Estateriano, em aproximadamente 1.785 ±1 Ma e que, portanto, poderia estar associado à instalação do grupo vulcânico Colíder (~1,82 a 1,77 Ga), aos granitos epizonais da suíte Paranaíta (1,81 a 1,79 Ga), ou ainda, ao grupo plutono-vulcânico Teles Pires (1,78 a 1,75 Ga). Tais idades Re-Os estariam relacionadas, portanto, ao desenvolvimento inicial do ambiente pós-tectônico do Arco Magmático Juruena (1,78-1,75 Ga). Esses resultados são completamente opostos ao que se propunha em trabalhos anteriores quanto ao evento de mineralização na PAAF, que com base em idades de cristalização U-Pb em cristais de zircão provenientes das hospedeiras plutônicas, acreditava-se haver uma conexão não apenas espacial, mas também genética entre plutonismo e a metalogênese aurífera na província. (PAES DE BARROS, 2007; SILVA; ABRAM, 2008; ASSIS, 2011; MIGUEL-JR, 2011). Neste contexto, enquadra-se o depósito Pé Quente (ASSIS, 2011), localizado na porção sudeste da PAAF, no município de Peixoto de Azevedo (MT). Este depósito está hospedado em monzonitos e quartzo-monzonitos da Suíte Pé Quente, com idade de cristalização U-Pb em zircão de 1.979 ±29 Ma (ASSIS, 2011; MIGUEL-JR, 2011). A suíte é truncada por diversos plútons graníticos tentativamente correlacionados à Suíte Matupá (~1,87 Ga), de composição granítica a tonalítica, além de inúmeros diques subvulcânicos máficos de composição basáltica a basalto traquítica (ASSIS, 2011), os quais são o objeto de estudo deste trabalho. Segundo Assis (2011), Assis et al. (2014) e Assis (2015) o depósito exibe atributos geológicos similares ao modelo magmático-hidrotermal do tipo Au-pórfiro, porém, com posicionamento crustal mais profundo. 3 1.1. Justificativas e objetivos Todos os principais depósitos auríferos da província, independente do grupo ao qual pertençam, são truncados por diversos diques de subvulcânicas de composição máfica a intermediária, a exemplo do observado nos depósitos Pé Quente (ASSIS, 2011), X1 (RODRIGUES, 2012), Luizão (PAES DE BARROS, 2007; TREVISAN, 2012), Serrinha (MOURA, 1998; MOURA et al., 2006) e Francisco (ASSIS, 2008; ASSIS, 2011). Esses corpos subvulcânicos apresentam-se variavelmente afetados por diversos estágios e tipos de alteração hidrotermal. Contudo, embora diversos estudos já tenham sido realizados na escala dos depósitos, nenhum deles se preocupou em compreender a importância desse magmatismo máfico na gênese dos depósitos auríferos da província. Os poucos estudos realizados na escala dos depósitos, em relação a esses diques, têm se focado em sua descrição cartográfica, petrográfica e geoquímica genérica, ou então, quando em escala regional, têm-se focado numa compreensão estratigráfica e petrogenética (DUARTE, 2015). Porém, em nenhum dos casos buscou-se sua compreensão dentro de um escopo metalogenético. Neste contexto, o depósito Pé Quente torna-se um alvo promissor no entendimento da eventual contribuição do magmatismo máfico na gênese dos depósitos auríferos da PAAF, visto suas principais hospedeiras estarem frequentemente truncadas por diversos diques dessa natureza. No depósito, os diques de subvulcânicas exibem tipos, padrões e intensidades distintas da alteração hidrotermal, de forma que é possível individualizá-los em dois grupos principais: (1) subvulcânicas sulfetadas, ou seja, aquelas em que os estágios de sulfetação e hidrotermalismo teriam ocorrido em diversas intensidades; e (2) subvulcânicas não sulfetadas, que corresponderiam àquelas em que os estágios hidrotermais teriam sido mínimos a ausentes. Embora todos os demais depósitos auríferos conhecidos na província tenham hospedeiras truncadas por diques de subvulcânicas máficas a intermediárias (e.g. X1, Francisco, Luizão, Pezão e Luiz), a grande maioria não exibe uma individualização tão clara tal como observada no depósito Pé Quente. Em adicional, a grande maioria dos diques observados nos demais depósitos auríferos não apresenta indícios de sulfetação, mesmo que mínimos, a exemplo do depósito Pé Quente. Neste sentido, este trabalho corresponde a um estudo comparativo entre as subvulcânicas máficas sulfetadas e não sulfetadas descritas no entorno do depósito Pé Quente, com o objetivo de distingui-las do ponto de vista petrográfico e geoquímico. Desta forma, espera-se uma melhor compreensão da participação de magmas máficos no quadro 4 metalogenético regional da província, em especial dos depósitos auríferos situados em seu segmento leste. 1.2. Localização O depósito Pé Quente situa-se a sudeste da área urbana do município de Peixoto de Azevedo, localizado na porção centro-norte do estado do Mato Grosso. O acesso ao depósito pode ser feito por rodovia asfaltada partindo-se de Cuiabá em direção norte até o município de Peixoto de Azevedo. Da capital Cuiabá até a cidade de Rosário Oeste usa-se a rodovia MT- 010, desta última até Diamantino segue-se pela rodovia BR-364, e desta até Peixoto de Azevedo o deslocamento é feito pela rodovia BR-163. Para seguir até o depósito Pé Quente, parte-se de Peixoto de Azevedo na direção leste pela rodovia MT-322 (Figura 1.1). No percurso de Cuiabá a Peixoto de Azevedo passa-se pelos municípios de Alcorizal, Rosário Oeste, Nobres, Diamantio, Nova Mutum, Lucas do Rio Verde, Sorriso, Sinop, Itaúba, Nova Santa Helena e Terra Nova do Norte. 5 Figura 1.1: Localização da Província Aurífera de Alta Floresta, com destaque para a região de Peixoto de Azevedo, município onde se insere o depósito Pé Quente (modificado de Souza et al., 2005 por Stabile, 2012). 6 2. Materiais e Métodos 2.1. Amostragem As amostras de subvulcânicas máficas utilizadas foram coletadas pelo Prof. Dr. Rafael Rodrigues de Assis, durante a etapa de mapeamento geológico do depósito Pé Quente, no município de Peixoto de Azevedo (MT) (ASSIS, 2011), no período de 29/setembro/2009 a 17/outubro/2009. Essas amostras foram posteriormente individualizadas em dois grupos principais: (1) subvulcânicas sulfetadas e (2) subvulcânicas não sulfetadas. As amostras estudadas neste trabalho estão resumidas na Tabela 2.1. As amostras sulfetadas são aquelas que apresentam sulfetos disseminados (pirita) na matriz, ou então, confinados a pequenas vênulas, em ambos os casos, não ultrapassando 1 a 5% do volume da rocha. As amostras não sulfetadas, contudo, apresentam no máximo 1% de sulfeto disseminado (pirita), porém, não associado a estágios hidrotermais, diferentemente do grupo anterior, nos quais os padrões de alteração hidrotermal estão presentes em diferentes estágios. Com base em descrições macroscópicas e petrográficas, foi dada preferência, para ambos os grupos, pelas amostras menos deturpadas por eventos posteriores, como hidrotermalismo e intemperismo. Todas as amostras são provenientes de afloramentos do entorno do depósito Pé Quente. TABELA 2.1: Localização das amostras investigadas neste trabalho: (1) descrição macroscópica; (2) petrografia; (3) geoquímica; (4) provenientes de Assis (2011) GRUPO Amostras Localização (coordenadas UTM, datum SAD 69) 1 2 3 4 Coordenada N Coordenada E Sulfetadas RA-10 739873 8853206 RA-21 A 741849 8851276 RA-63 A 738240 8853080 RA-63 B 738240 8853080 RA-89 738843 8846934 RA-90 738819 8846726 RA-103 728510 8847500 RA-113 739841 8851406 Não sulfetadas RA-41 739831 8853484 RA-59 739496 8851546 RA-86 739547 8846923 RA-105 741160 8847302 RA-112 739934 8851518 7 2.2. Petrografia Um total de 12 lâminas delgadas-polidas foram confeccionadas e descritas com o auxílio de um microscópio petrográfico convencional ZEISS (modelo AXIOSKOP 40), no Laboratório de Microscopia do Departamento de Petrologia e Metalogenia (DPM-UNESP). Ao microscópio, foi acoplado um dispositivo de obtenção de imagens CANON (modelo powershot g5) para a captura de fotomicrografias. Essa etapa foi desenvolvida em amostras provenientes de diques subvulcânicos de composição máfica que truncam as hospedeiras do depósito Pé Quente, com objetivo principal de caracterização petrográfica dos diques sulfetados e não sulfetados. Portanto, essa etapa permitiu a identificação das diferenças composicionais e texturais entre os grupos analisados, assim como a identificação da paragênese mineral sulfetada. A petrografia foi complementada com a utilização do Microscópio Eletrônico de Varredura (MEV) JEOL, modelo JSM-6010 LA, com sensores de elétrons secundários, retro espalhados e espectrômetro de raios-X de dispersão por energia (EDS), do Laboratório de Microscopia Eletrônica de Varredura do Departamento de Petrologia e Metalogenia (DPM- UNESP). O objetivo desta etapa foi: (1) a determinação de fases minerais secundárias (silicatadas e sulfetadas), não identificadas durante a petrografia convencional; (2) a identificação de possíveis zoneamentos composicionais nos sulfetos e nos silicatos; (3) a presença de elementos-traço em sulfetos (e.g. Ag, As, Bi, Te e Ce); e (4) a complementação dos dados referentes à ocorrência do ouro, assim como na obtenção da sua composição química aproximada. A abreviação dos minerais utilizada neste trabalho seguiu as recomendações da IUGS, Subcomissão de Sistemática de Rochas Metamórficas (SIIVOLA; SCHMID, 2007). As abreviações utilizadas constam a seguir: Ab = albita Clc = clinocloro Gn = galena Py = pirita Agt = augita Cpy = calcopirita Hem = hematita Qtz = quartzo Au = ouro Czo = clinozoisita Mag = magnetita Rt = rutilo Cal = calcita Di = diopsídio Ms = muscovita Ser = sericita Carb = carbonato En = enstatita Or = ortoclásio Sp = esfalerita Chl = clorita Ep = epídoto Pl = plagioclásio Ttn = titanita Chm = chamosita FK = K-feldspato Px = piroxênio Wfn = wulfenita 8 2.3. Geoquímica Um conjunto de 11 amostras representativas de subvulcânicas máficas sulfetadas e não sulfetadas do entorno do depósito Pé Quente foi analisado para elementos maiores, menores e alguns elementos-traço. A distribuição das amostras ocorre da seguinte forma: subvulcânicas sulfetadas (6 amostras) e subvulcânicas não sulfetadas (5 amostras). Das 11 amostras utilizadas, quatro são provenientes de Assis (2011), tal como consta na Tabela 2.1, cujos procedimentos de preparação e análise podem ser obtidos no referido trabalho. Dessas quatro amostras, duas delas (RA 86 e RA 103) tiveram uma nova análise química neste trabalho. Amostras de aproximadamente 2 a 5 kg foram utilizadas, sendo que as amostras de maior granulação correspondem àquelas de maiores dimensões e massa, quando comparadas às de granulação mais fina. A preparação das amostras em um primeiro momento objetivou a retirada das porções intemperizadas (e.g. capas de intemperismo, veios, vênulas), para se evitar possíveis fontes de contaminação. Em seguida, as amostras foram fragmentadas/britadas com o auxílio de um martelo geológico, em fragmentos de no máximo 2 cm de diâmetro, para então serem moídas em etapas de 20 a 40 segundos de moagem em moinho oscilante (pulverizador de amostras) do modelo Pfaff, no Laboratório de Preparação de Amostras do DPM/UNESP. A limpeza do moinho ocorreu sistematicamente após a troca de cada amostra, da seguinte forma: (1) limpos com areia de granulometria fina a média; (2) lavagem; e (3) secagem. As amostras moídas foram então enviadas para análise de elementos maiores, menores e alguns traço por meio de Fluorescência de raios-X (FRX). A abertura das amostras se deu por fusão em matriz de borato com posterior confecção de pastilhas prensadas. Os elementos maiores e menores sistematicamente analisados por FRX incluem SiO2, TiO2, Al2O3, Fe2O3, MgO, MnO, CaO, Na2O, K2O, P2O5 enquanto Cr, Ni, Ba, Rb, Sr, La, Ce, Zr, Y, Nb, Cu, Zn, Co, V e Ga correspondem aos elementos-traço. Essa etapa foi realizada no DPM/UNESP. Os dados foram reunidos no programa Microsoft Excel e tratados nos softwares PetroGraph e Origin. 9 3. Contexto Geológico Regional 3.1. Cráton Amazônico A Província Aurífera de Alta Floresta (PAAF) está inserida no setor centro-sul do Cráton Amazônico (SOUZA et al., 2005; MORETON; MARTINS, 2005). Por exibir evolução bastante complexa e, portanto, controversa, diversos autores discutem a evolução do referido cráton. Segundo Tassinari et al. (1996), a estabilização tectônica do Cráton Amazônico ocorreu no fim do Mesoproterozoico (1,0 Ga) quando os núcleos arqueanos foram amalgamados por cinturões móveis do Ciclo Transamazônico. Estes fragmentos crustais foram agregados por uma sucessão de arcos magmáticos com idades entre 1,9 e 1,5 Ga. Portanto, Tassinari e Macambira (1999) dividiram o Cráton Amazônico nas seguintes províncias geocronológicas: Amazônia Central (>2,3 Ga), Maroni-Itacaiunas (2,2 – 1,95 Ga), Ventuari-Tapajós (1,95 - 1,8 Ga), Rio Negro-Juruena (1,8 - 1,55 Ga), Rondoniana-San Ignácio (1,5 – 1,3 Ga), Sunsás (1,25 – 1,0 Ga). Visto o modelo de Tassinari et al. (1996) e Tassinaria e Macambira (1999) estar essencialmente baseado em datações Rb-Sr, Santos et al. (2000 e 2006) reinterpretam a evolução do cráton a partir de idades U-Pb e Sm-Nd logo, mais robustas. Esses autores consideram que algumas províncias geocronológicas do Cráton Amazônico, posteriormente redefinidas como províncias tectônicas por Cordani e Teixeira (2007) estariam relacionadas a processos acrescionais do tipo arco, tais como as províncias Carajás (3,0 – 2,5 Ga), Transamazônica (2,26 – 2,01 Ga), Tapajós-Parima (2,03 – 1,88 Ga) e Rondônia-Juruena (1,82 – 1,54 Ga) enquanto outras se associam a processos de colisão continental, como Amazônia Central (Arqueana), Rio Negro (1,82 – 1,52 Ga) e Sunsás e K’Mudku (1,45 – 1,10 Ga). Com base no modelo proposto por Tassinari e Macambira (1999), a PAAF localiza-se nas províncias Ventuari-Tapajós e Rio Negro-Juruena (Figura 3.1). No entanto, segundo a compartimentação de Santos et al. (2000), a PAAF encontra-se nas províncias Tapajós-Parima e Rondônia-Juruena (Figura 3.2). Contudo, independente do modelo adotado, essas províncias são interpretadas como uma série de arcos magmáticos sucessivamente acrescidos a margem sudoeste da Província Amazonas Central, no decorrer do Paleoproterozoico – Ca. 2,05 a 1,88 Ga (TASSINARI e MACAMBIRA, 1999; SANTOS et al., 2004; CORDANI e TEIXEIRA, 2007). 10 Diferentemente das propostas anteriores, Juliani et al. (2013) descreve dois arcos magmáticos (Arcos Tapajônicos) na porção sul do Cráton Amazônico, orientados preferencialmente na direção E-W, e que, portanto, não são correlacionáveis às distribuições das províncias tectono-geocronológicas de Tassinari e Macambira (1999) e Santos et al. (2000), que indicam eventos de subducção de SW para NE. Esses arcos magmáticos de direção E-W foram definidos pelas anomalias Bourguer e mapa magnetométrico, com provável mergulho para N, o que indica que os eventos de subducção foram de sul para norte (CARNEIRO et al., 2013). Os blocos estruturados segundo E-W estão em maiores profundidades e sobre eles há a sobreposição de estruturas NNW-SSE (compatíveis a colocação de vulcânicas félsicas fissurais e granitos mais evoluídos tardi a pós orogênicos), sugerindo que anteriormente ao magmatismo ígneo de direção NNW-SSE da Província Tapajós teria havido um regime dúctil de direção E-W (CARNEIRO et al., 2013). De acordo com o modelo proposto por Juliani (2012), o primeiro arco magmático teria se desenvolvido entre 2,0 e 1,9 Ga, enquanto o segundo arco entre 1,89 e 1,87 Ga, este último a norte do primeiro. Figura 3.1: Compartimentação do Cráton Amazônico, com as principais associações litológicas e localização da Província Aurífera de Alta Floresta, de acordo com o modelo proposto por Tassinari e Macambira (1999), retirado de Assis (2015). 11 Figura 3.2: Distribuição das províncias geotectônicas do Cráton Amazônico com a localização da Província Aurífera de Alta Floresta (SANTOS et al., 2000; SANTOS et al., 2006). 3.2. Província Aurífera de Alta Floresta (PAAF) A Província Aurífera de Alta Floresta (PAAF) é caracterizada por uma faixa alongada W-NW com mais de 500 km, localizada entre as nascentes do rio Peixoto de Azevedo e o rio Aripuanã (DARDENNE; SCHOBBENHAUS, 2001). A PAAF é delimitada a sul pelo Gráben dos Caiabis e a norte pelo Gráben do Cachimbo, que a separa da Província Aurífera de Tapajós - Figura 3.3 (PAES DE BARROS, 2007). Essa província é predominantemente composta por sequencias plutono-vulcânicas geradas em arcos continentais paleo e mesoproterozoicos, além de unidades metamorfizadas em fácies xisto-verde limitadas às suas regiões central e noroeste (ASSIS, 2015). No setor leste da PAAF, concentra-se uma grande quantidade de depósitos auríferos hospedados em sistemas graníticos paleoproterozoicos (PAES DE BARROS, 2007; ASSIS, 2015), dentre eles o depósito Pé Quente (ASSIS, 2011; STABILE, 2012; ASSIS, 2015). Esse segmento é composto por inúmeras sequências plutono-vulcânicas geradas em arcos continentais no decorrer do Paleo-Mesoproterozoico (SOUZA et al., 2005; PAES DE BARROS, 2007). Essas sequências exibem assinatura majoritariamente cálcio-alcalina oxidada, de médio a alto K e meta a peraluminosa, similar aos granitos pertencentes a série da 12 magnetita (granitos tipo I). Essas unidades exibem idades de cristalização entre 2,03 a 1,75 Ga, idades modelo de 2,76 a 2,15 Ga e ɛNd(t) que variam de -7,62 a 3,06 (SANTOS et al., 1997; MOURA, 1998; JICA/MMAJ, 2000; SANTOS et al., 2000; PIMENTEL, 2001; PINHO et al., 2003; SOUZA et al., 2005; PAES DE BARROS, 2007; SILVA; ABRAM, 2008; MIGUEL-JR, 2011; ASSIS et al., 2014; ASSIS, 2015). Esses dados são indicativos de magmatismo juvenil de idade arqueana a dominantemente paleoproterozoica, porém, com pequena contribuição continental. Figura 3.3: Estruturação petrotectônica da Província Aurífera de Alta Floresta, modificado de Paes de Barros (2007) e Assis (2015). Assis (2015) engloba as rochas do segmento leste da Província em quatro unidades principais: (1) embasamento granítico deformado e metamorfizado (2,81-1,99 Ga); (2) unidades plutono-vulcânicas e vulcano-sedimentares do tipo I (1,97-1,78 Ga); (3) unidades plutônicas e vulcânicas pós-colisionais a anorogênicas (1,78-1,75 Ga); além de (4) sequências sedimentares clásticas (~1,37 Ga). Essas unidades estão representadas na Figura 3.4 e resumidas na Tabela 3.1. 13 14 Tabela 3.1: Síntese com as principais unidades geológicas do setor leste da Província Aurífera de Alta Floresta, com dados geoquímicos e geocronológicos, retirado de Assis (2015) DOMÍNIOS GEOLÓGICOS UNIDADES GEOLÓGICAS IDADES (Ma) AMBIENTES TECTÔNICOS REFERÊNCIAS Sequências sedimentares Depósitos aluvionares Cascalho, areia, silte e argila. Quaternário Sedimentos intra-cratônicos inconsolidados. Souza et al. (2005). Coberturas Detrito-lateríticas (Formação Dardanelos) Sedimentos areno-síltico-argiloso mal selecionados e imaturos, laterizado e/ou ferruginosos. 1,987 ±4 a 1,377 ±13 (idade máxima em 1.44 Ga). Bacia pull-apart ou strike slip. Leite e Saes (2003); Souza et al. (2005). Unidades plutono-vulcânicas anorogênicas e pós-colisionais (granitos tipo A) Pórfiro União do Norte Álcali-feldspato granito a monzogranito porfirítico. 1,782 ±17 a 1,757 (U- Pb). Granito do tipo A pós-colisional (1.94 < TDM < 2.28; -3.4 < ɛNd(t) < +3). Santos (2000), Pinho et al. (2001), Souza et al. (2005); Silva e Abram (2008). Suíte Intrusiva Teles Pires Álcali-feldspato granito, granito porfirítico, granófiros, riolito, riodacito, dacito, andesito, tufos, brechas e ignimbrito. 1,774 ±7.5 Granito do tipo A pós-colisional (dados isotópicos não disponíveis). Assis (2011); Miguel-Jr (2011). Unidades plutono-vulcânicas e sequências vulcano- sedimentares (granitos tipo I) Suíte Colíder Rochas vulcânicas, subvulcânicas, piroclásticas e epiclásticas intermediárias a ácidas. 1,786 ±17, 1,785 ±6.3; 1,781 ±8. Ambiente de arco vulcânico cálcio-alcalino a sin-colisional (1.94 < TDM < 2.34; -3.4 < ɛNd(t) < +3). JICA/MMAJ (2000), Silva e Abram (2008), Pimentel (2001). Granito Peixoto Biotita monzogranito, biotita granodiorito e biotita tonalito 1,792 ±2 (Pb-Pb). Arco vulcânico sin-colisional cálcio-alcalino (dados isotópicos não disponíveis). Paes de Barros (2007). Suíte Granodiorítica União Biotita-hornblenda granodiorito e biotita- hornblenda tonalito 1,853 ±23 (LA-ICP- MS) Granitos cálcio-alcalinos de arco vulcânico (dados isotópicos não disponíveis). Assis (2011); Miguel-Jr (2011). Suíte Granítica Indiferenciada União do Norte Sienogranito, monzogranito, sienito e quartzo-monzonito. Idade desconhecida. Granitos cálcio-alcalinos de arco vulcânico (dados isotópicos não disponíveis). Assis (2008). 15 Suíte Intrusiva Matupá Biotita granito, biotita monzogranito, hornblenda monzogranito, biotita- hornblenda monzonito, hornblenda monzodiorito, biotita-hornblenda monzogranito, biotita monzogranito porfirítico sieno-monzogranito porfirítico-rapakivi. 1,872 ±12 (Pb-Pb). Arco vulcânico sin-colisional cálcio-alcalino (2.15 < TDM < 2.34; -4.3 < ɛNd(t) < +3.04). Moura (1998), Souza et al. (2005); Assis (2011). Granito Nhandu Sienogranito, monzogranito com sub- vulcânicas subordinadas. 1,889 ±17; 1,879 ±5.5 (U-Pb) e 1,848 ±17 Arco vulcânico sin-colisional cálcio-alcalino (2.14 < TDM < 2.17; ɛNd(t) = -0.91). Moreton e Martins (2005); Silva e Abram (2008), JICA/MMAJ (2000). Granito Aragão Sienogranito, monzogranito com fácies porfirítica e microgranítica. 1,931 ±12 (U-Pb). Arco vulcânico cálcio-alcalino (dados isotópicos não disponíveis). Vitório (2010), Miguel-Jr (2011), Ramos (2011). Granito Flor da Mata Álcali-feldspato granito, sienogranito e rochas monzoníticas a granodioríticas. Idade desconhecida (correlacionada ao Granito Novo Mundo) Arco vulcânico cálcio-alcalino (dados isotópicos não disponíveis). Ramos (2011). Granito Novo Mundo Sienogranito, monzogranito, granodiorito, quartzo-monzonito e monzonito. 1,970 a 1,964 (U-Pb e Pb-Pb). Arco vulcânico sin-colisional cálcio-alcalino (2.55 < TDM < 2.76; -7.62 < ɛNd(t) < -4.48). Paes de Barros (2007). Suíte Intrusiva Pé Quente Monzonito, quartzo-monzonito, quartzo- monzodiorito, monzodiorito, albitito fino, granodiorito aplítico e biotita tonalito. 1,979 ±31 (U-Pb). Arco vulcânico cálcio-alcalino (dados isotópicos não disponíveis). Assis (2011), Miguel-Jr (2011). Unidade Vulcanoclástica Serra Formosa Arenito-feldspático, grauvaca-feldspática, arenito-lítico e conglomerado arenoso polimítico matriz-suportado. Idade mínima: 2,009 Idade máxima: 1,718 Bacia de ante-país retro-arco em margem continental ativa (dados isotópicos não disponíveis). Assis (2011), Miguel-Jr (2011). Embasamento: supracrustais e sequências plutônicas metamorfizadas Granitóides do embasamento Quartzo diorito, tonalito e granodiorito geralmente foliados. 1,998 (Pb-Pb) Arco vulcânico cálcio-alcalino (dados isotópicos não disponíveis). Paes de Barros (2007). Gnaisses e migmatitos Anfibolito e ortognaisse de composição monzonítica, tonalítica e granítica, parcialmente migmatizados. 1,992 a 2,816 (U-Pb) Arco vulcânico cálcio-alcalino (dados isotópicos não disponíveis). Souza et al. (2005); Paes de Barros (2007). 16 Em virtude de o depósito Pé Quente estar localizado no segmento leste da PAAF, será dado destaque às principais unidades geológicas deste contexto abaixo. 3.2.1. Embasamento/Complexo Cuiú-Cuiú As rochas mais antigas da região são compostas por ortognaisses, predominantemente biotita gnaisses tonalíticos com gnaisses graníticos e anfibolitos subordinados (MORETON; MARTINS, 2005). O embasamento foi anteriormente denominado de Complexo Xingu (SILVA et al., 1980; PAES DE BARROS, 1993), porém, atualmente é considerado Complexo Cuiú-Cuiú (PESSOA et al., 1977; MORETON; MARTINS, 2005). Esse terreno foi interpretado como uma possível extensão dos corpos de granitos pós-colisionais do Arco Cuiú-Cuiú na Província Tapajós (VASQUES et al., 2002; MORETON; MARTINS, 2005). Essas rochas exibem idades de cristalização entre 1,98 a 1,99 Ga (U-Pb em zircão – OLIVEIRA; ALBUQUERQUE, 2003; ASSIS, 2015) e teriam sido afetadas por metamorfismo de médio (fácies anfibolito) a baixo grau (fácies xisto verde) (MORETON; MARTINS, 2005). 3.2.2. Suíte Intrusiva Matupá Esta suíte pode ser dividida em quatro litofácies principais: Fácies 1) composta por biotita granito e biotita monzogranito, tradicionalmente descrito como Granito Matupá (MOURA, 1998), portador de diversas mineralizações auríferas e hospedeiro do depósito Serrinha (MOURA, 1998; MOURA et al., 2006); Fácies 2) constituída por hornblenda monzogranito, biotita ± hornblenda monzonito e hornblenda monzodiorito, com ocorrências de mineralizações auríferas primárias em menor frequência; Fácies 3) caracterizada por clinopiroxênio-hornblenda monzogranito e clinopiroxênio-hornblenda monzodiorito magnético; e Fácies 4) representada por biotita granito, granito e monzogranito, com microgranito e granófiro subordinados (MOURA, 1998; MORETON; MARTINS, 2005; SILVA; ABRAM, 2008; ASSIS, 2011). De acordo com Moura e Botelho (2002), esta suíte é cortada por diques félsicos com composição riolítica comagmáticos às plutônicas, além de diques máficos com características de basaltos toleíticos continentais. Moura (1998) reporta a idade de 1.872 ±12 Ma (Pb-Pb em zircão) em biotita monzogranito da fácies 1. Adicionalmente, Assis (2015) reporta idades de 17 cristalização U-Pb em zircão (SHRIMP) de 1.863 ±4,8 Ma em biotita granodiorito (Pedreira Jorge) ainda não cartografado em nenhuma das fácies anteriores. No conjunto, essa unidade exibe composição cálcio-alcalina, metaluminosa a peraluminosa de médio a alto K e afinidade geoquímica com granitos tipo I (MOURA, 1998; SOUZA et al.,2005; ASSIS, 2011; ASSIS, 2015). 3.2.3. Suíte Intrusiva Flor da Serra Esta suíte é constituída por gabro, gabro porfirítico, gabrodiorito, olivina gabro, microgabro, diabásio pórfiro, diorito, monzogabro, monzodiorito, diabásio, e eventualmente andesito e traquiandesito, todos na forma de diques e stocks que truncam a Suíte Matupá (MORETON; MARTINS, 2000; SOUZA et al., 2005). Segundo Moura (1998), os diques de diabásio porfirítico intrusivos na Suíte Matupá possuem padrão geoquímico similar ao de basaltos toleiítos continentais, sendo sub-alcalinos de médio K. Em contrapartida, Moreton e Martins (2005) e Silva e Abram (2008) descrevem a ocorrência de um grupo bimodal, representado por rochas toleiíticas e cálcio-alcalinas. O primeiro grupo apresenta características comuns a toleítos continentais intraplaca enquanto o segundo grupo possui características de granitos gerados em arcos vulcânicos. Em decorrência da ausência de dados geocronológicos para essa unidade, as relações de campo obtidas por Moura (1998) e Moreton e Martins (2005), indicam relações intrusivas na Suíte Matupá e, portanto, mais jovem que 1.872 ±12 Ma. No entanto, Souza et al. (2005) e Silva e Abram (2008) correlacionam a Suíte Flor da Serra à Suíte Ingarana (Província Tapajós), de idade U-Pb (SHRIMP) de 1.879 ±3 Ma (SANTOS et al., 2000) e supõem que Moura (1998) pode ter cometido um equívoco durante a cartografia do Granito Matupá. Portanto, o fato da Suíte Flor da Serra ser intrusiva na Suíte Matupá ainda não é conclusivo. 3.2.4. Suíte Intrusiva Paranaíta É constituída por rochas cálcio-alcalinas de médio a alto potássio e composição monzonítica, monzogranítica e granítica (OLIVEIRA; ALBUQUERQUE, 2005). Ocorre sob a forma de batólitos orientados na direção NW-SE. Aflora principalmente nas proximidades dos municípios de Paranaíta, Alta Floresta e Apiacás. Correspondem a rochas meta a levemente peraluminosas e apresentam afinidade com ambiente de arcos vulcânicos (OLIVEIRA; ALBUQUERQUE, 2005). Ribeiro e Duarte (2010) afirmam que essa suíte foi 18 gerada a partir de magmas mantélicos em zonas de subducção com contaminação crustal. A presença de enclaves máficos de composição diorítica são comuns. Datações U-Pb em zircão proveniente de monzogranito revelaram idades em 1.803 ±16 Ma e 1.801 ±7,8 Ma (JICA/MMAJ, 2000), 1793 ±6 Ma (SANTOS, 2000), 1808 ±14 Ma (SILVA; ABRAM, 2008) e 1796 ±17Ma (RIBEIRO; DUARTE, 2010) 3.2.5. Intrusivas Básicas de Guadalupe São corpos básicos compostos por stocks, diques e sills de gabro, microgabro, diabásio e diorito porfirítico, frequentemente associados aos Grupo Colíder e granito Nhandu e à Suíte Intrusiva Paranaíta (OLIVEIRA; ALBUQUERQUE, 2005; SILVA; ABRAM, 2008). Ocorrem principalmente a sudoeste do município de Alta Floresta, porém diques, stocks e sills de diabásio, gabro e diorito também ocorrem na região de Peixoto de Azevedo (BARROS, 1994; BISPO-SANTOS, 2007) assim como diques de diabásio porfirítico intrusivos na Suíte Matupá (MOURA, 1998). Os enclaves máficos relativamente comuns na Suíte Paranaíta também estariam associados às Intrusivas Básicas de Guadalupe e devido à frequente associação desta última com a Suíte Paranaíta elas têm sido consideradas de idades próximas, em torno de 1,8 Ga (OLIVEIRA; ALBUQUERQUE, 2005; SILVA; ABRAM, 2008). Silva e Abram (2008) consideram as Intrusivas Básicas de Guadalupe como integrantes da Suíte Paranaíta. 3.2.6. Grupo Colíder Constituído por uma variedade de rochas subvulcânicas, vulcânicas, piroclásticas e epiclásticas de composição intermediária a ácida (MORETON; MARTINS, 2005; SIILVA; ABRAM, 2008). O magmatismo ácido é dominante e composto por riolito, riolito porfirítico, dacito e riodacito que podem ser porfiríticos (MORETON; MARTINS, 2005). No entanto, Duarte (2015) também associa a presença de rochas vulcânicas e subvulcânicas máficas, tais como basalto, basalto andesítico e andesito subalcalinos da série toleítica. Assis (2015) correlaciona o quarto-feldspato pórfiro X1, uma das hospedeiras do depósito aurífero homônimo, ao Grupo Colíder. Segundo Moreton e Martins (2005), este grupo possui composição cálcio-alcalina alto K com caráter peraluminoso a metaluminoso, típica de arco continental. Este grupo foi datado em 1.786 ±17 Ma (JICA/MMAJ, 2000), 1.781 ±8 Ma (PIMENTEL, 2001), 1.803 ±3 Ma 19 (PINHO et al., 2003), 1785 ±6,3 Ma (SILVA; ABRAM, 2008) e 1.773 ±5,7 Ma (ASSIS, 2015). 3.2.7. Suíte Intrusiva Teles Pires Intrusiva em todas as unidades anteriores, a Suíte Teles Pires é caracterizada por granitos e granitos subvulcânicos, pós-tectônicos a anorogênicos, não-deformados e, de afinidade cálcio-alcalina de alto K a alcalina, que ocorrem na forma de stocks e batólitos associados ao Grupo Colíder (SOUZA et al., 2005). São compostos dominantemente por biotita granito e granito porfirítico avermelhado com subvulcânicas subordinadas (SOUZA et al., 2005; SILVA; ABRAM, 2008). Na região de União do Norte, foi diferenciada uma unidade correlata a Suíte Teles Pires denominada Pórfiro União do Norte, que exibe composição de álcali-feldspato granito porfirítico a monzogranito porfirítico (ASSIS, 2011) e idade U-Pb em zircão de 1.774 ±7,5 Ma (MIGUEL-JR, 2011). Essa idade é correlata às idades U-Pb em zircão de 1.760 ±12 Ma (SANTOS et al., 2001), 1.770 ±8 Ma (PINHO et al., 2003) e 1.782 ±17 Ma (SILVA; ABRAM, 2008) obtidas para a Suíte Teles Pires. Os dados geoquímicos para ambas as suítes indicam granito tipo A, com filiação alcalina originados em ambiente tardi- a pós-orogênico (MORETON; MARTINS, 2005). Silva e Abram (2008) sugerem que essa unidade marcaria um episódio extensional, pós- tectônico, em ambiente de back-arc, com colocação de magmas alcalinos em decorrência da ascensão da astenosfera e, portanto, com forte contaminação crustal. 3.2.8. Diques básicos/Suíte Intrusiva Nova Guarita São corpos básicos compostos por gabro, microgabro e diabásio que ocorrem na forma de diques e stocks intrusivos na Suíte Nova Canaã, Grupo Colíder e no granito São Pedro (MORETON; MARTINS, 2005). Segundo esses autores apresentam uma ocorrência restrita, e são relacionados a uma fase distensiva de pequena duração no estágio final do Arco Juruena (FRASCA; BORGES, 2003). Silva et al. (1980) obteve idade K-Ar de 1.416 ±14 Ma em diabásio correlacionado a essa unidade. Mais recentemente Bispo-Santos et al. (2012) descrevem diques máficos na região de Nova Guarita representados por gabro, diabásio e microgabro que truncam as rochas das Suítes Matupá, Teles Pires e Grupo Colíder, além do Granito São Pedro. Esses autores 20 denominam esses diques de Suíte Intrusiva Nova Guarita e a relacionam ao enxame de diques que ocorre nas proximidades dos municípios de Peixoto de Azevedo e Matupá. Esses autores, através de datação 40Ar/39Ar, obtiveram uma idade média de 1.418 ±3.5 Ma e, portanto, correlacionável a idade K-Ar obtida por Silva et al. (1980). Em adicional, dados paleomagnéticos também obtidos por Bispo-Santos et al. (2013) sugerem que essa idade representa o início da separação do Cráton Amazônico do supercontinente Colúmbia (ou Nuna). 21 4. Depósitos auríferos da Província de Alta Floresta Com base no modo de ocorrência, paragênese mineral e geoquímica do minério, os depósitos auríferos do setor leste da PAAF podem ser distinguidos em três grupos principais: sistemas (1) disseminados (e.g. depósitos Luizão, Dionísio, Basílio, Serrinha, Juruena, X1 e Pé Quente) e (2) estruturalmente controlados (e.g. depósitos Paraíba, Buruti e Pezão), representados por Au ± Cu (± Bi ± Te ± Ag ± Mo) com paragênese dominantemente representada por pirita e concentrações variáveis de hematita e calcopirita (MOURA, 1998; ABREU, 2004; MOURA et al., 2006; PAES DE BARROS, 2007; ASSIS, 2011; RODRIGUES, 2012; STABILE-JR, 2012; TREVISAN, 2012; SERRATO, 2014), e (3) sistemas venulares de Au + Zn + Pb ± Cu (e.g. depósitos Francisco, Bigode e Luiz), com pirita e significativas concentrações de galena, esfalerita, calcopirita e digenita (ASSIS, 2011; TREVISAN, 2015). A maior parte desses depósitos, principalmente os pertencentes aos grupos (1) e (2) ocorre hospedado em rochas de composição tonalítica/granodiorítica a sienogranítica, que são relativamente oxidadas, cálcio-alcalinas, de médio a alto K, meta- a ligeiramente peraluminosas (granitos da série da magnetita – tipo I), enquanto os depósitos do grupo (3) estão hospedados em unidades vulcano-sedimentares, subvulcânicas e granitos epizonais de natureza oxidade e alcalina (granitos tipo A) (ASSIS et al., 2014; ASSIS, 2015; BITTENCOURT et al., 2016). Neste contexto, os grupos (1) e (2) são interpretados como similares a sistemas do tipo ouro pórfiro, enquanto os depósitos do grupo (3) seriam equivalentes a sistemas epitermais de baixa a intermediária sulfetação (BITTENCOURT et al., 2016). Anteriormente, esses depósitos haviam sido considerados como mineralizações do tipo IRGS (Intrusion-related gold systems) (PAES DE BARROS, 2007). Contudo, tais sistemas auríferos estão relacionados a um magmatismo e a fluidos mais reduzidos, com arsenopirita como sulfeto comum na paragênese do minério (THOMPSON et al., 1999), o que não se observa nos depósitos da Província, os quais exibem hematita em sua paragênese (fluidos oxidados). 4.1. Contexto Geológico do depósito Pé Quente Regionalmente, o depósito Pé Quente estaria enquadrado na Fácies 4 da Suíte Intrusiva Matupá (MORETON; MARTINS, 2005). Entretanto, em mapeamento de semi- detalhe do entorno do depósito (Figura 4.1), Assis (2011) distingue sete unidades plutônicas: 22 (a) Suíte Pé Quente (constituída por diorito-monzodiorito e monzonito); (b) Monzonito grosso; (c) Granito indiferenciado; (d) Biotita monzogranito porfirítico; (e) Biotita-hornblenda monzogranito; (f) Suíte Tonalítica; e (g) Monzogranito porfirítico e rapakivi. Exceto pelas rochas dos grupos (a) e (b), englobadas em uma nova unidade regional denominada de Suíte Intrusiva Pé Quente, as demais são tentativamente correlacionáveis à Suíte Intrusiva Matupá (ASSIS, 2011). Adicionalmente todas essas unidades são truncadas por diques de subvulcânicas máficas (objeto deste estudo) e recobertas por sedimentos terciários. O depósito Pé Quente ocorre hospedado em rochas do grupo (a), individualizadas em cinco litofácies principais (ASSIS et al., 2014; ASSIS, 2015): (1) leucomonzonito médio, quartzo diorito e quartzo monzodiorito médio, presente no corpo mineralizado Gabriel; (2) albitito fino, nos corpos de minério Nilva e Rubens; (3) biotita tonalito médio, no minério Rubens; (4) monzogranito médio e isotrópico com alteração potássica pervasiva que pode ser correlacionado ao biotita tonalito no depósito João Oficial; e (5) diques aplíticos de granulação fina e composição sienítica a quartzo sienítica intrusivos nas fácies anteriores. Embora as rochas pertencentes à Suíte Intrusiva Pé Quente estejam variavelmente afetadas por diversos tipos e estilos de alterações hidrotermais, dados litogeoquímicos indicam afinidades cálcio-alcalinas de médio K, meta- a peraluminosa semelhantes aos granitos de arcos vulcânicos (granitos tipo I) e, portanto, distinta da atribuída a Suíte Intrusiva Matupá. O biotita tonalito exibe idade de cristalização U-Pb em zircão (SHRIMP) de 1.901 ±6,8 Ma (ASSIS, 2015), enquanto o monzonito exibe idade de cristalização U-Pb em zircão (LA-ICP-MS) de 1.979 ±31 Ma (MIGUEL-JR, 2011). Entretanto, Assis (2015) questiona essa última idade pelo fato de ela ser extremamente discordante e baseada em apenas três cristais de zircão, os quais poderiam ser herdados do embasamento tonalítico de idade 1.978 ±8 Ma. A sequência da alteração hidrotermal associada ao depósito Pé Quente é representada por: (a) forte alteração sódica com albita; (b) alteração potássica com ortoclásio e microclínio; (c) alteração sericítica; (d) carbonatação intersticial com calcita fina a grossa; (e) alteração fílica pervasiva a venular, representada por muscovita fibro-radial + quartzo + sulfetos; (f) silicificação que pode estar acompanhada de brechas e veios de quartzo com textura em pente; (g) cloritização pervasiva com clorita magnesiana; (h) alteração sódica fissural composta por quartzo e albita; (i) alteração propilítica tardia, com clorita magnesiana próxima aos corpos mineralizados e clorita rica em Fe nas porções mais distais; e (j) veios tardios compostos por epidoto, clorita e clinozoisita. (ASSIS et al., 2014; ASSIS, 2015; BITTENCOURT et al., 2016). 23 Figura 4.1: Mapa geológico de semi-detalhe do entorno do depósito Pé Quente, com a localização das amostras de subvulcânicas utilizadas neste trabalho. Fonte: Stabile Jr (2012) modificado de Assis (2011). 24 O minério aurífero é dominantemente disseminado e relacionado aos estágios hidrotermais (a), (e) e (h), esse último em menor intensidade. Independente do estágio associado, a paragênese do minério é representada por pirita + barita + ouro ± calcopirita ± hematita ± apatita ± rutilo, além de galena, wulfenita, monazita e fases ricas em Bi-Te subordinadas. Essas fases normalmente formam tanto inclusões de variados tamanhos quanto preenchem microfraturas intracristalinas na pirita. Com concentrações em Ag que variam de 14 a 46%, o ouro ocorre como inclusões de 3,5 a 185 µm na pirita (ASSIS, 2011; ASSIS et al., 2014; ASSIS, 2015). Adicionalmente, Paes de Barros (2007), Assis (2011) e Assis et al. (2014) consideram que teria ocorrido três estágios para a metalogênese do ouro na PAAF: (I) 1,98 - 1,93 Ga com o alojamento dos plútons Pé Quente, Novo Mundo, Santa Helena e Aragão; (II) 1,89 – 1,87 Ga com a colocação do Granito Nhandu e da Suíte Intrusiva Matupá; (III) 1,78 – 1,75 Ga com a colocação de corpos epizonais anorogênicos relacionados a Suíte Intrusiva Teles Pires. No entanto, Assis (2015) obteve idades Re-Os das zonas mineralizadas (minério aurífero), as quais indicam que as mineralizações teriam se formado em um único intervalo de tempo, entre 1,805 a 1,784 Ga, contrastante, portanto, com as propostas anteriores. Essas idades por divergirem consideravelmente das idades das hospedeiras plutônicas félsicas, indicam que as mesmas não teriam participação nos processos responsáveis pela precipitação do minério na província. As idades Re-Os seriam, portanto, correlacionáveis ao magmatismo responsável pela geração Suíte Intrusiva Teles Pires e Grupo Colíder, de idades em torno de 1,78 Ga (SILVA; ABRAM, 2008). Como mencionado anteriormente, essas unidades são compostas por vulcânicas e subvulcânicas, consequentemente justificando o estudo de subvulcânicas para melhor compreensão da metalogênese do ouro no depósito Pé Quente. 25 5. Petrografia das subvulcânicas do entorno do depósito Pé Quente São rochas subvulcânicas máficas, de composição que varia de gabro, monzogabro a monzodiorito (Figura 6.9B), não deformadas, não metamorfizadas e que ocorrem na forma de diques. Essas rochas usualmente ocorrem em diques alinhados na direção N31-82E, e de pequena expressão regional: apresentam 8 a 10 m de largura e poucas dezenas de metros de comprimento (ASSIS, 2011). Os diques mais próximos às zonas mineralizadas do depósito Pé Quente foram afetados por distintos estágios e intensidades de alteração hidrotermal, com consequente precipitação de sulfetos disseminados. No entanto, também há a ocorrência de diques sem a presença de sulfetos, e estes costumam apresentar uma granulação mais grosseira. Neste contexto, os diques foram separados em dois grupos principais: (I) diques subvulcânicos sulfetados e (II) diques subvulcânicos não-sulfetados. 5.1. Diques subvulcânicos sulfetados Constituídos por diabásio isotrópico, magnético, de textura fina, e coloração cinza a cinza escura, por vezes ligeiramente avermelhada. Sulfetos podem ser vistos a olho nu em aglomerados de até 2 mm formados por cristais de granulação fina (Figura 5.1A). A presença de texturas subofítica, porfirítica e poiquilítica são comuns (Figura 5.1B). Os fenocristais podem ser tanto de plagioclásio sericitizado de até 4 mm de comprimento, quanto de piroxênio com até 3 mm. Esse grupo exibe paragênese dada por plagioclásio (50%), clinopiroxênio (15%), ortopiroxênio (5%), magnetita (1-2%) apatita (traços), olivina (traços), zircão (traços) e quartzo (traços). Clorita, epidoto, clinozoisita, calcita, quartzo, sericita, muscovita, feldspato potássico, pirita são minerais secundários (Figura 5.1C), e perfazem no máximo 25% da rocha. São rochas que foram submetidas a distintos graus de intensidade de alteração hidrotermal. O plagioclásio (labradorita) é frequentemente euédrico, sob a forma de lamelas imersas na matriz ou como fenocristais. Augita corresponde ao piroxênio mais frequente enquanto enstatita ocorre em menor proporção (Figura 5.1D). Embora o piroxênio por vezes esteja alterado para clinozoisita, usualmente está bem preservado, com hábito euédrico a subédrico. Quando presente, o feldspato potássico substitui as ripas de plagioclásio na forma de cristais anédricos. Os cristais de quartzo são pequenos e raros, geralmente associados à alteração propilítica, possuem hábito tanto euédrico quanto anédrico. 26 A B C D Figura 5.1: Diques de diabásio sulfetado com (A) Aglomerados disseminados de pirita fina em matriz de granulação muito fina; (B) Textura porfirítica e poiquilítica com fenocristal de plagioclásio de 1,6 cm com inclusões de rutilo orientados paralelamente segundo a direção de crescimento do fenocristal; (C) Paragênese mineral primária (augita, magnetita e plagioclásio) sobreposta por clorita, calcita, sericita e clinozoisita hidrotermais; (D) Diabásio com fenocristais de augita e enstatita em meio a matriz fina composta por cristais de plagioclásio sericitizados. FOTOMICROGRAFIAS: B-C em luz transmitida; D: com polarizadores cruzados. LEGENDA: Agt: augita; Cal: calcita; Chl: clorita; Czo: clinozoisita; En: enstatita; Ep: epidoto; Mag: magnetita; Pl: plagioclásio; Py: pirita; Rt: rutilo. 5.2. Diques subvulcânicos não-sulfetados Grupo composto por microgabro de granulação fina a média, isotrópicos, magnético, porfirítico, e de coloração cinza-escura (Figura 5.2A). Fenocristais de plagioclásio podem alcançar até 4 mm. Texturas ofítica e subofítica são comumente observadas (Figura 5.2B). Plagioclásio (60-70%), clinopiroxênio (10-20%), magnetita (3-5%) ortopiroxênio (3-5%) e quartzo (traços) representam a paragênese mineral primária, enquanto clorita e sericita correspondem aos minerais hidrotermais (Figura 5.2C). Embora a amostra RA-105 (Figura 5.2D) tenha sido enquadrada neste grupo, ela apresenta sericitização e cloritização mais intensas, por vezes, inclusive, com pirita disseminada (em quantidade significativamente menor comparada às subvulcânicas 27 sulfetadas). Em adicional, as análises geoquímicas de elementos maiores e traço apresenta valores contrastantes comparada às amostras deste grupo (Capítulo 6). Portanto, nos próximos capítulos ela será tratada separadamente. Os cristais de plagioclásio encontram-se melhor preservados quando comparados aos diques sulfetados e a amostra RA-105 (Figuras 5.2C-D). O clinopiroxênio em sua maioria é composto por augita, porém, diopsídio ocorre de modo subordinado. O ortopiroxênio é do tipo enstatita. Os cristais de piroxênio alcançam até 2 mm e frequentemente são euédricos a subédricos. A quantidade de clorita varia com a granulação da rocha, de forma que rochas de maior granulação raramente apresentam piroxênio alterado para clorita, enquanto as de menor granulação exibem cristais de piroxênio cloritizado e de plagioclásio sericitizado. A B C D Figura 5.2: Diques subvulcânicos não sulfetados (A) Microgabro fanerítico fino de coloração cinza escuro; (B) Textura ofítica e sub-ofítica, representada por cristais ripiformes de plagioclásio parcial a totalmente englobados por cristais de piroxênio; (C) Microgabro representado por augita e plagioclásio bem preservados, além de pequena concentração de minerais secundários, tais como clorita; (D) Ripas de plagioclásio sericitizado e cristais de piroxênio cloritizado da amostra RA-105. FOTOMICROGRAFIAS: B: polarizadores cruzados; C-D: luz natural. LEGENDA: Agt: augita; Chl: clorita; Mag: magnetita; Pl: plagioclásio. 28 5.3. Alteração Hidrotermal Os diques de subvulcânicas básicas foram afetados por diferentes tipos e intensidades de alteração hidrotermal. Através de relações petrográficas texturais foram definidas as suas relações temporais e, portanto, da evolução temporal do paleo-sistema hidrotermal (Figuras 5.3 e 5.4). De modo geral, as subvulcânicas sulfetadas correspondem ao grupo em que se observou todos os padrões da alteração hidrotermal, enquanto que nas subvulcânicas não sulfetadas o hidrotermalismo foi incipiente a inexistente. Neste contexto, são sugeridos os seguintes tipos e estilos hidrotermais para o contexto estudado. Figura 5.3: Quadro paragenético do paleo-sistema hidrotermal proposto para o conjunto de subvulcânicas não sulfetadas do entorno do depósito Pé Quente. 29 Figura 5.4: Quadro paragenético do paleo-sistema hidrotermal proposto para o conjunto de subvulcânicas sulfetadas do entorno do depósito Pé Quente. 5.3.1. Alteração potássica Corresponde ao primeiro estágio da alteração hidrotermal que teria afertado o conjunto de rochas estudado (Figura 5.4). Ocorre em estilo pervasivo através da substituição de plagioclásio por feldspato potássico de granulação fina que pode estar acompanhado por micro-inclusões de hematita, responsável pelo aspecto turvo do feldspato em lâmina (Figuras 5.5A-B). Foi observada apenas nas subvulcânicas sulfetadas, que quando visível a olho nu confere tonalidades ligeiramente avermelhadas à rocha. 30 A B Figura 5.5: (A) Subvulcânica sulfetada com alteração potássica pervasiva representada pelo aspecto turvo (sujo) dos cristais de feldspato, consequência de suas micro-inclusões de hematita. Essa alteração confere a colorações avermelhadas aos litotipos; (B) A potassificação usualmente ocorre a partir da substituição pelas bordas dos cristais de plagioclásio. FOTOMICROGRAFIAS: A-B em luz transmitida. LEGENDA: Fk: feldspato potássico; Hem: hematita; Pl: plagioclásio. 5.3.2. Alteração sericítica De estilo pervasivo, corresponde ao segundo estágio da alteração hidrotermal observado nas subvulcânicas (Figura 5.4). É representada pela paragênese sericita + sulfetos ± muscovita ± quartzo e, portanto, cogenética a precipitação de sulfetos. Corresponde a uma alteração de natureza seletiva, visto afetar principalmente os cristais de plagioclásio, através de sua substituição parcial a total (Figura 5.6A-D). A muscovita quando presente geralmente possui hábito fibro-radial (Figuras 5.6E e 5.8D), mas também ocorre com hábito placoide de granulação fina sobre o plagioclásio. O quartzo associado a essa alteração é fino e anédrico. A alteração sericítica está presente mais intensamente nas subvulcânicas sulfetadas (Figuras 5.6A-C), mas também é encontrada nas subvulcânicas não sulfetadas (Figura 5.6D). Observa- se que nas subvulcânicas não sulfetadas de granulação mais fina esse estágio é mais intenso em comparação àquelas de granulação média, nas quais os planos de clivagem do plagioclásio representam planos preferenciais ao desenvolvimento desta alteração. 31 A B C D E Figura 5.6: (A e B) Fenocristal e matriz, ambos representados por plagioclásio intensamente sericitizado; (C) Fenocristal de plagioclásio com bordas potassificadas e núcleo sericitizado, imerso em matriz fanerítica média composta por cristais de plagioclásio alterados para sericita + muscovita; (D) Microgabro em estágio inicial de sericitização dos cristais de plagioclásio da matriz; (E) Muscovita fibro-radial em estilo pervasivo imersa em matriz constituída por plagioclásio sericitizado. FOTOMICROGRAFIAS: A-C polarizadores cruzados. LEGENDA: Agt: augita; Ms: muscovita; Pl: plagioclásio; Ser: sericita. Ms 32 5.3.3. Alteração propilítica Restrita às subvulcânicas sulfetadas, corresponde ao terceiro estágio da alteração hidrotermal (Figura 5.4). Junto a esse estágio também se observa precipitação de sulfetos, no entanto, de modo incipiente. Exibe estilo pervasivo, e por vezes na forma de agregados ou bolsões (Figura 5.7A). É caracterizada pela assembleia clorita + epidoto + clinozoisita + calcita ± quartzo ± rutilo ± titanita ± pirita. O epidoto ocorre como cristais de granulação fina (menores que 1 mm), de hábito euédrico a anédrico (Figura 5.7B), enquanto a clinozoisita está associada à alteração do piroxênio, na forma de cristais anédricos de granulação fina (Figura 5.7C). Calcita forma cristais euédricos com dimensões de até 2 mm e também agregados finos de formato anédrico (Figura 5.7D). Clorita exibe composição tanto da chamosita (Fe-clorita) quanto do clinocloro (Mg-clorita), mas em ambos os casos como cristais anédricos finos, ou então, como pseudomorfos dos minerais substituídos, os quais usualmente exibem hábito tabular, fibroso ou fibro-radial (Figuras 5.7E e 5.8E). O quartzo é fino e ocorre como cristais euédricos a anédricos associados à clorita e/ou calcita (Figuras 5.7A-B, D e 5.8E). Quando presente, a titanita forma cristais finos subédricos a anédricos associados a magnetita, ilmenita ou clorita. O rutilo é caracterizado por pequenos cristais anédricos associados à clorita (Figura 5.7F). 5.3.4. Alteração clorítica Corresponde ao quarto estágio da alteração hidrotermal que teria afetado os diques de subvulcânicas do entorno do depósito Pé Quente (Figuras 5.3 e 5.4). Ocorre de modo pervasivo (Figuras 5.8A-B) ou como pequenos bolsões dispersos na matriz (Figuras 5.8C-F). É caracterizada pela presença de clorita fina a grossa, euédrica a anédrica, que oblitera e substitui todos os minerais das alterações previamente descritas, inclusive muscovita da alteração sericítica e calcita da alteração propilítica (Figuras 5.9A-E). A clorita ocorre tanto como chamosita (variedade rica em Fe) quanto clinocloro (variedade rica em Mg), de modo que a variedade magnesiana está associada à alteração de minerais carbonáticos (Figura 5.9E). A clorita pode apresentar hábito fibroso com arqueamento da clivagem (Figura 5.9F). Nos diques de subvulcânicas não sulfetadas, essa alteração está usualmente associada à substituição da muscovita e sericita da alteração sericítica (Figuras 5.8A-B). 33 A B C D E F Figura 5.7: (A) Alteração propilítica na forma de bolsões de quartzo + clorita dispersos na matriz; (B) Alteração propilítica representada por calcita grossa, epidoto anédrico de granulação fina, além de quartzo euédrico e clorita anédrica; (C) Substituição de augita por agregados policristalinos de clinozoisita fina; (D) Cristais anédricos de granulação fina e grossa de calcita parcialmente substituídos por clorita; (E) Clorita fibro-radial na amostra RA-89; (F) Pequenos cristais de rutilo em paragênese com clorita. FOTOMICROGRAFIAS A e F: luz natural; B-E: polarizadores cruzados. LEGENDA: Agt: augita; Cal: calcita; Chl: clorita; Czo: clinozoisita; En: enstatita; Ep: epidoto; Mag: magnetita; Pl: plagioclásio; Qtz: quartzo; Rt: rutilo. 34 A B C D E F Figura 5.8: (A) Intensa cloritização do piroxênio com magnetita associada da amostra RA-105; (B) Alteração clorítica intersticial em microgabro não sulfetado. Neste grupo de subvulcânicas, a clorita apresenta composição magnesiana e ocorrência muito mais restrita quando comparada ao outro grupo de subvulcânicas; (C e D) Alteração clorítica em bolsões disformes sobre a muscovita e epidoto dos estágios hidrotermais anteriores. Clorita exibe composição tanto da chamosita quanto do clinocloro; (E) Textura bastante comum da alteração clorítica, resultante da substituição da muscovita (alteração sericítica) e clorita + quartzo (alteração propilítica), com consequente geração de clorita magnesiana e ferrosa (clinocloro e chamosita, respectivamente) nas porções centrais; (F) Diabásio com bolsões esverdeados de clorita + epidoto. FOTOMICROGRAFIAS A e C: luz natural; B e D: polarizadores cruzados. E: imagens de elétrons retroespalhados. LEGENDA: Chl: clorita; Chm: chamosita; Clc: clinocloro; Ep: epidoto; Mag: magnetita; Ms: muscovita; Pl: plagioclásio; Px: piroxênio; Qtz: quartzo. 35 A B C D E F Figura 5.9: (A) Substituição da muscovita da alteração sericítica e epidoto da alteração propilítica por clorita rica em Fe; (B) Substituição da pirita precipitada nas alterações sericítica e propilítica por chamosita; (C-D) Augita parcialmente substituída por clorita; (E) Cristais de clorita das variedades magnesiana e ferrosa com arqueamento da clivagem; (F) Cristais de calcita parcialmente substituídos por clorita magnesiana (baixa birrefringência). FOTOMICROGRAFIAS C: luz natural; A, B, D, E, F: polarizadores cruzados. LEGENDA: Agt: augita; Cal: calcita; Chl: clorita; Ep: epidoto; Ms: muscovita; Pl: plagioclásio; Py: pirita; Qtz: quartzo. 36 5.3.5. Vênulas Tardias Estágio representado por venulações tardias preenchidas por quartzo e hematita que truncam todos os estágios anteriores e ocorrem nas proximidades da mineralização aurífera. O quartzo é fino a médio e de hábito euédrico a anédrico (Figura 5.10A). Embora incomum, esses cristais podem apresentar extinção ondulante. A hematita forma cristais anédricos, frequentemente de granulação fina, porém, podem alcançar até 2 mm (Figura 5.10B). A B Figura 5.10: (A) Vênulas tardias de quartzo de granulação fina a média, observadas apenas nos diques subvulcânicos proximais ao depósito Pé Quente; (B) Agregado policristalino de hematita com cerca de 1 mm em vênula de quartzo. FOTOMICROGRAFIAS: A: com polarizadores cruzados; B: luz natural. LEGENDA: Chl: clorita; Hem: hematita; Qtz: quartzo. 5.4. Minério disseminado O minério disseminado exibe paragênese conferida por pirita ± calcopirita ± esfalerita ± galena ± wulfenita ± ouro, essencialmente associada à alteração sericítica e secundariamente à alteração propilítica (Figura 5.4). O minério é representado por pirita euédrica a anédrica de granulação fina a grossa (Figura 5.11A-B). Ao MEV, não foram diagnosticados cristais zonados de pirita, contudo, a magnetita exibe lamelas de clorita (cores escuras) e sinais de corrosão (Figura 5.11C). A calcopirita ocorre como cristais disseminados muito finos (Figura 5.11D e 5.13A), ou então, como pequenas inclusões na pirita, associada ou não a esfalerita (Figura 5.11E-F e 5.12B). A esfalerita ocorre apenas como inclusões anédricas de granulação fina na pirita (Figura 5.12A-B e 5.13B). Galena e wulfenita (PbMoO4) geralmente ocorrem nas fraturas intercristalinas ou inclusa na pirita (Figura 5.12C- E e 5.14B e 5.15). O ouro forma pequenas inclusões subédricas na pirita (Figura 5.16F e 37 5.17A), e exibe concentrações de Ag de até 40%. Adicionalmente, inclusões de apatita, clorita e zircão também são observadas nos cristais de pirita. As bordas dos cristais de pirita estão geralmente alteradas pelas alterações clorítica e propilítica. A B C D E F Figura 5.11: (A-B) Pirita subédrica associada à alteração sericítica e magnetita anédrica primária. Clorita e apatita correspondem às maiores inclusões nos cristais de pirita; (C) Os cristais de magnetita são primários e foram parcialmente substituídos por clorita, na forma de lamelas paralelas. Adicionalmente, lamelas de titanomagnetita são comuns na magnetita; (D) Cristal anédrico de calcopirita de granulação fina; (E-F) Calcopirita inclusa em cristal de pirita, e por vezes, associada com clorita rica em Fe. FOTOMICROGRAFIAS: imagens de elétrons retro-espalhados. LEGENDA: Chl: clorita; Cpy: calcopirita; Mag: magnetita; Py: pirita. 38 A B C D E F Figura 5.12: (A) Inclusão anédrica de esfalerita em cristal de pirita; (B) Inclusão de esfalerita associada à calcopirita em cristal de pirita; (C) Inclusões de wulfenita na pirita. (D-E) Galena em fraturas intercristalinas da pirita; (F) Inclusão de electrum (Au + Ag) associado à albita, em cristal de pirita. FOTOMICROGRAFIAS: imagens de elétrons retro-espalhados. LEGENDA: Ab: albita; Au: ouro; Cpy: calcopirita; Gn: galena; Mag: magnetita; Py: pirita; Sp: esfalerita; Wfn: wulfenita. 39 A B Figura 5.13: Espectros (EDS) de fases minerais diagnosticadas no minério disseminado com o auxílio do microscópio eletrônico de varredura: (A) Calcopirita; e (B) Esfalerita. 40 A B Figura 5.14: Espectro (EDS) de fases minerais diagnosticadas no minério disseminado com o auxílio do microscópio eletrônico de varredura: (A) Au + Ag associado à albita; (B) Wulfenita. 41 Figura 5.15: Espectro (EDS) de galena encontrada em fraturas intercristalinas da pirita. 42 6. Litogeoquímica A litogeoquímica das subvulcânicas máficas do entorno do depósito Pé Quente totalizaram 09 amostras, sendo 04 provenientes dos diques de subvulcânicas máficas não sulfetadas e, 05 de subvulcânicas sulfetadas. Em adicional, também foram incluídas ao conjunto de amostras deste trabalho, 02 amostras analisadas por Assis (2011), cada uma pertencente a um dos grupos acima, totalizando assim 11 amostras. Neste trabalho, foram feitas análises de elementos maiores, menores e alguns traço por Fluorescência de Raios-X. A Tabela 6.1 apresenta a composição química das 11 amostras utilizadas neste trabalho. Os dados litogeoquímicos foram divididos em três grupos: subvulcânicas sulfetadas, subvulcânicas não sulfetadas e a amostra RA-105, que apresenta comportamento ambíguo entre os grupos, e que, portanto, será melhor discutido no próximo capítulo. As Figuras 6.1 a 6.2 mostram diagramas do tipo box-plot para ilustrar as diferenças entre os grupos. As subvulcânicas sulfetadas apresentam maior teor de sílica (49,45-54,87%) e álcalis (Na2O + K2O = 5,58-5,81%) sendo que duas amostras apresentam K2O > Na2O, além de um maior teor de Fe2O3 (11,45-14,19%), P2O5 (0,43-1,37%) e TiO2 (1,40-2,31%). Esse mesmo grupo apresenta menores teores de CaO (5,75-6,97%), Al2O3 (13,83-14,27%) e MgO (Mg# = 21-25). As concentrações de MnO dos dois grupos de amostras são similares e variam entre 0,16% e 0,23%. Em adicional, os diques sulfetados são caracterizados por valores relativamente altos de Ba (901,4-1441,6 ppm), Ce (94,6-152,3 ppm), La (48,3-73,5 ppm), Rb (31,5-67,4 ppm), Zr (216,0-325,0 ppm), Zn (105,9-124,8 ppm) e Y (30,5-42,9 ppm), porém, menores concentrações de Cu (30,3-43,0 ppm), Ni (12,7-45,8 ppm), Cr (20,5-141,9 ppm), Co (31,3-45,9 ppm). Em contrapartida, esse grupo apresenta concentrações heterogêneas de Sr (405,2-690,1 ppm), Nb (6,5-14,2 ppm) e V (198,0-287,4 ppm). Os valores de Ga, compreendidos entre 18,1-21,3 ppm, são similares para todo o conjunto de amostras analisado. Os valores mais altos de SiO2 indicam o caráter mais evoluído das subvulcânicas sulfetadas, além de alguma influência da silicificação. A presença das alterações potássica e sericítica teria incrementado os teores de K2O e Al2O3 nessas rochas, assim como as alterações propilítica (com epidoto, pirita, clorita, titanita e rutilo) e clorítica teriam provocado aumentos nas concentrações de Fe2O3 e TiO2 nessas rochas. Os valores mais altos de P, Ce, Y, La e Zr estariam relacionados com a cristalização de fases acessórias, tais como apatita e zircão, enquanto que os altos valores de Ba, Rb e Sr se relacionariam à cristalização de plagioclásio e feldspato potássico, respectivamente. O Ba e Rb, por exemplo, devem substituir 43 o potássio na estrutura do feldspato potássico, enquanto o Sr possivelmente se aloje na estrutura do plagioclásio, no lugar do cálcio. TABELA 6.1: Dados geoquímicos dos diques de vulcânicas sulfetadas e não sulfetadas do entorno do depósito Pé Quente, que incluem elementos maiores, menores e alguns traço. Elementos Amostras Subvulcânicas sulfetadas Subvulcânicas não sulfetadas Anômala 63 A 63 B 89 90 103 113 41 59 86 112 105** SiO2 % 49,92 49,84 49,45 49,66 50,28 54,87 48,04 48,33 47,66 48,03 49,69 Al2O3 % 14,13 14,00 14,01 14,16 14,27 13,83 15,89 15,09 16,69 15,77 15,91 Fe2O3 % 12,73 12,69 14,19 13,67 13,31 11,45 11,20 12,11 10,52 11,82 12,33 MgO % 4,15 4,15 5,05 4,21 5,19 3,76 8,29 7,29 8,82 7,46 5,11 CaO % 6