Evolução metalogenética do depósito de Cu-(Ni) Jatobá, Província Mineral de Carajás

• Ano de defesa: 2017
• Autor(a) principal: Veloso, Angela Suelem Rocha
• Tipo de documento: Tese
• Tipo de acesso: Acesso aberto
• Idioma: por
• Instituição de defesa: Biblioteca Digitais de Teses e Dissertações da USP
• Palavras-chave em Português: Alteração hidrotermal; Carajás Mineral Province; Depósito de óxido de ferro-cobre-ouro; Depósito Jatobá; Hydrotherrnal alteration; Isótopos estáveis; Jatobá deposit; lron-oxide-copper-gold deposit; Mineral chemistry; Província Carajás; Quimica mineral; Stable isotopes
• Link de acesso: https://www.teses.usp.br/teses/disponiveis/44/44137/tde-21012019-150709/

A Província de Carajás, localizada no Cráton Amazônico, possui vanos depósitos cuproauríferos que merecem atenção devido ao seu conteúdo elevado de magnetita hidrotermal e altos teores de ETR, P, Ni, Co, Pd e U, semelhantes aos dos depósitos de óxido de ferro-cobre-o uro (lOCG). O depósito Jatobá é parte de um conjunto de depósitos 10CG reconhecidos no Cinturão Sul do Cobre em Carajás. Estes depósitos, que incluem Sossego, Cristalino, Alvo 118, Bacaba, Castanha, Bacurim, Visconde e outros, estão localizados em estruturas subsidiárias na Zona de Cisalhamento Canaã de direção E-W e WNW-ESE. As rochas hospedeiras do depósito Jatobá compreendem metadiabásio, metabasalto amigdaloidal, brechas metavolcaniclásticas félsicas, metalapilli tufos máficos e metariodacito porfirítico (LA-ICP-MS U-Pb em zircão, 2.700 ± 16 Ma, MSWD = 22), do Grupo Grão Pará, atribuídos ao Supergrupo Itacaiúnas. As rochas hospedeiras menos alteradas derivadas de protólitos máficos registram paragênese de fácies xisto verde inferior (albita-actinolita I). Em todos os litotipos, a intensa e pervasiva alteração hidrotermal foi prév ia, sin -tectônica e tardia em relação ao desenvolvimento da zona de cisalhamento Canaã. A alteração hidrotermal precoce abrange silicificação, alteração sódica (albita I, scapolita I), sódica-cálcica (ferro-pargasita) e potássica (biotita I, turmalina, CI-apatita I, Ce-allanita I). Os porfiroclastos de albita (I) e escapolita (I) são amendoados e apresentam sombra de pressão nas rochas miloníticas, indicando a sua blastese anterior ao des envolvimento da zona de cisalhamento. Os principais estágios de alteração hidrotermal sin-tectônica compreendem alteração sódicocálcica (escapolita II), cálcico (actinolita II, Cl-apatita II, Ce-allanita II, quartzo) e potássica (CI-Khastingsita I, biotita II, quartz, Co-rnagnetita IV, Cl-apatita III, Ce -allanita III) controlada pela foliação milonítica. Veios com magnetita (III) e corpos de magnetita maciça (IV) representam envelopes proximais de zonas mineralizadas . Os magnetititos são cortados por actinolita fibrosa (II), mag netita (V) e CI-apatita, que também promovem a sua brechação. A alteração hidrotermal tard i tectônica é representada por cloritização e por veios de escapolita (III), que por sua vez são cortadas por vênulas com escapolita (IV), CI-K-hastingsita (II) e biotita (III). As zonas mineralizadas em cobre-ouro-(níquel) no depósito de Jatobá compreendem corpos de minério verticais a subverticais espacialmente relacionados a diques de metadiabásio e zonas de contato entre metariodacitos e metabasaltos. As zonas mineralizadas foram formadas em quatro estágios. O estágio de mineralização (I) é espacialmente relacionado a corpos de magnetita maciça e à alteração cálcica sin -tectônica (actinolita Il-magnetita IV). Caracteriza-se pela associação de Nipirrotita, Ni-pirita e CI-apatita (II), e subordinadamente, Co-calcopirita, Ce-allanita II, Co-pentlandita, quartzo e Ce-monazi ta. A transição para o estágio de mineralização (II) foi acompanhada por diminuição dos teores de Ni e Co e da quantidade de pirrotita e actinoli ta. O esti lo de minera lização evoluiu de frentes de substituição controladas pela foliação milo nítica a zonas de brechas hidráulicas . O estágio de mineralização (II) foi relacionado ao desenvolvimento da alteração potássica sintectônica (II) e representado po r um sistema de corpos fortemente orientados e interligados com biotita (II), CI-apatita (III), Co-rnagnetita (IV), Ilmenita (I), Ce-allanita (III) e quartzo, além de porções discretas contendo Ni-pirita e Co-calcopirita. Brechas com matriz constituída de biotita (II) e Cocalcopirita (± Ni-pirita ± Ni-pirrotita) e fragmentos de magnetita maciça representam os corpos mais ricos em cobre formados nesse estágio. O terceiro estágio de mineral ização do depósito de Jatobá se distingue dos outros por seu controle estrutural exercido por estruturas dúcteis-rúpteis. Esse estágio foi sincrônico à alteração hidro termal com biotita mais clara ou verde (III), escapolita (IV), F-Cl-apa tita (IV), CI-K hastingsita (II), Co-calcopirita e siegcnita I (± Co-pirita, ± Co-magnetita ± cassiterita). o estágio de mineralização tardia (IV), o mais expressivo no depósito Jatobá, foi concomitante à formação de clorita (II), quartzo, epidoto e calcita. Ocorre em uma variedade de veios ramificados e brechas com Co-calcopirita, Co-pirita, esfalerila, molibdenita, uraninita e monazita, Outros tipos de veios tardios compreendem aqueles com quartzo-calcopirila-feldspato potássico (± molibdenita, Copentlandita e sicgenita II) e vênulas finas com clorita-calcopirita, hernatita, carbonatos de terras raras (bastnãsita, coskrenita e saharnalita), pirita, esfalerita, ilmenita, marcassita, leucoxênio e adulária. Os dados liloquímicos para amostras de minério mostram que o estágio inicial de mineralização (I) se caracteriza pelo maior conteúdo de Fe103 (71,49 a 63,91 %), Ni (3930 a 1270 ppm), Co (2320 a 670 ppm), V (740 a 590 ppm), Pd (81 a 372 ppb) e Pt (2 a 17 ppb). Os conteúdos mais alto de LETR (até 6773 ,92 ppm) , U (até 48,50 ppm), Th (até 23,30 ppm), P10S (até 7,97 %), Sn (até 24 ppm), Nb (até 7,50 ppm), W (até 322,50 ppm), Zn (até 482 ppm) e ouro (até 1310,80 pprn) foram caracterizados em amostras de minério formadas durante o estágio de mineralização (TV). A concentração elevada de Ti, V, Ni e Cr em magnetita do depósito Jatobá aponta para condições de alta temperatura (> 500°C) durante a sua formação, semelhante à dos sistemas magm árico-hidroterrnais (por exemplo, lOCO, óxido de ferro-apatita (lOA) do tipo Kiruna e depósitos de cobre do tipo pórfiro), especialmente durante o evento inicial de mineralização. Os dados de isótopos de oxigênio apontam para a diminuição da temperatura do estágio de metassomatismo de ferro pré-mineralização (558 °C) aos estágios de mineralização (II = 507 °C; III = 422 °C; IV = 327 oC)o No entanto, uma variação relativamente pequena dos valores calculados de 8180 H10 (9,53 %0 a 5,41 %0) foi registrada durante a evolução paragenetica do depósito Jatobá. Os valores de 8180H10 e 8DH20 (-44,88 %0 a -30,25 %0) se sobrepõem ao das águas magmáticas primárias e água magmática félsica . O aumento gradual do conteúdo de CI na estrutura da escapolita (I) a (III) também indica uma evolução progressiva a partir de fluidos hipersalinos de alta temperatura e tarnponamento das atividades de cloro no sistema. A composição química da escapolita,juntamente aos dados de isótopos estáveis, pode apontar para limitada mistura de fluidos envolvendo fluidos externamente derivados. Os valores de 834S de sulfetos (0,27 %0 a 1,80 %0) indicam fontes magmáticas de enxofre. O aumento dos valores de 834Ssulfetos durante a evolução paragenética foi acompanhado da diminuição dos teores de Ni + Co e V e aumento do teor de Sn + W + Nb em amostras de minério, sugerindo que parte do enxofre e melais podem ter sido lixiviados de rochas máficas-(ultramáficas) adjacentes ao depósito. A composição altamente radiogênica dos isótopos de Pb em calcopirita eOfipbP04Pb = 99,35 a 245,73; l07Pb/104Pb = 32,53 a 62,24; l08Pbp 04Pb = 55,58 a 172,6) sugere idade arqueana para o último estágio de mineralização (IV). Tais assinaluras podem ter resultado de perturbações no sistema devido ao alto conteúdo de U nos fluidos hidrolermais e à incorporação de Pb (ou U) radiogênico nos sulfetos a partir de uma fonte externa após a sua formação. O conjunto de dados indica que o depósito de Jatobá teria se formado nas raízes de um sistema mineral lOCO arqueano a partir de fluxo canalizado de fluidos magmáticos. A assinatura do minério de Jatobá pode refletir evolução estreitamente relacionada com o extensivo magmatismo reconhecido na Província Carajás em ca. 2,74 Ga, com herança de granitos tipo A e gabros, a partir de intensos processos de interação fluido-rocha com envolvimento de fluidos alcalinos residuais