cap9 sistema hidrotermal

SISTEMA HIDROTERMAL 265

IX SISTEMA HIDROTERMALCaptulo

9.1 Introduo

Em todos os ambientes geolgicos os fludos exercem um importante papel nos processos de

mineralizao, e, tm se tornado assunto de diversos estudos (e.g. Fyfe, 1987; Foster, 1989;

Groves et al, 1991). Uma das principais razes para esse forte interesse que as alteraes

nos parmetros fsico-qumicos de um fludo, tais como, P, T, O2, CO2, H2S e pH, levam a

desestabilizao dos complexos portadores de metal (e.g. ouro), resultando na sua precipitao.

O estudo das incluses fludas associado dados analticos de istopos estveis, contribui para

o entendimento do sistema hidrotermal, permitindo levantar importantes dados sobre a natureza

do fludo mineralizante, elucidando: (i) as condies de P-T de precipitao da mineralizao e

suas alteraes; e (ii) a natureza e fonte do fludo portador do metal.

Os fludos originados sob condies de baixo a mdio grau metamrfico tm sido relativamente

bem estudados (Roedder, 1984; Crawford & Hollister, 1986; Mullis, 1979; 1987). Entretanto,

somente a partir da dcada de 90 a migrao do fludo e suas relaes com os eventos de

deformaes, dctil a rptil, tm sido melhor compreendida. Cathelineau et al, (1993)

desenvolveu importante pesquisa sobre as marcas deixadas durante o processo migratrio de

um fludo, em funo da sua percolao na rocha, com base na investigao dos registros

encontrados na rede de microfraturas. O estudo demonstrou que a trama estrutural formada

pelas microfraturas favorece o trapeamento do fludo permitindo a sua preservao durante a

selagem dessas feies. Lespinasse et al, (1991) pesquisou os planos ao longo dos quais se

alojam as incluses fludas e relacionou os diferentes estgios de percolao com os sucessivos

eventos deformacionais.

Estudos genticos com base nas incluses fludas em depsitos do tipo lode-gold tm sido

desenvolvidos por diversos pesquisadores em diferentes pases (Colvine et al, 1988; Groves et

al., 1989), principalmente para os depsitos do tipo mesotermal formados sob condies de

fcies metamrfica variando de greenschist a anfiboltica de baixo grau, hospedados em

seqncias tipo greenstone belt. Ao mesmo tempo, controvrsias relacionadas fonte do fludo

Maria Glcia da Nbrega Coutinho1 e Anthony Edward Fallick2

1CPRM Servio Geolgico do Brasil2 Scottish University Research and Reactor Centre, Glasgow, Scotland

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266 PROVNCIA MINERAL DO TAPAJS: GEOLOGIA, METALOGENIA E MAPA PREVISIONAL PARA OURO EM SIG

mineralizante em depsitos lode-gold de alto grau metamrfico e de idade do Pr-Cambriano

tm sido estimuladas pelos trabalhos de Groves et al., (1991).

Na dcada de 90 verificou-se um avano nas pesquisas dos fludos de depsitos aurferos, cujos

processos deposicionais esto relacionados zona de cisalhamento (shear zone system),

merecendo destaque, entre outros, os estudos de casos brasileiros (Xavier, 1991; Coutinho, 1994).

Contudo, menor nfase tem sido atribuda as investigaes do sistema hidrotermal de depsitos

aurferos formados sob diferentes condies crustais (hipozonal, mesozonal a epizonal) numa

mesma provncia mineral. Mais recentemente a ateno tem sido dirigida para o entendimento

da relao gentica entre zona de baixo stress e o fluxo hidrotermal resultando na formao de

stios preferencialmente mineralizados (Groves et al, 1998; Phillips et al, 1996) em diferentes

nveis crustais.

O presente Captulo tem como objetivo a investigao do sistema hidrotermal responsvel pela

deposio do ouro na Provncia Mineral do Tapajs, abrangendo o estudo das incluses fludas

trapeadas nos veios de quartzo aurferos e dos istopos estveis de oxignio e hidrognio.

9.2 Incluses fludas

9.2.1 Introduo

Registros da soluo hidrotermal original da qual um determinado mineral se precipita so

freqentemente trapeados sob a forma de pequenas incluses gasosas, que so preservadas ao

longo dos planos de crescimento do cristal durante a formao do mineral. O estudo dessas

incluses tem contribudo muito para o conhecimento da composio do fludo hidrotermal

original (Roedder, 1979).

O processo de trapeamento dessas incluses, em geral ocorre sob condies de P e T

relativamente altas. No momento do trapeamento o fludo pode ser homogneo (representado

por uma fase) ou ser constitudo por um sistema heterogneo, que durante o resfriamento pode

permanecer imiscvel (imiscibilidade de lquidos), ou ainda, se tornar saturado em relao a

um ou mais componente da soluo e dar origem, isto , precipitar-se sob a forma de novos

minerais (daughter minerals ou cristais de saturao). No processo de trapeamento do fludo a

diferena de compresso no fludo e no mineral hospedeiro (por exemplo, o quartzo que constitui

o veio quartzoso aurfero) pode resultar no surgimento de bolhas de vapor ou bolhas gasosas,

formando as incluses fludas. No estudo dessas bolhas assume-se que aps o trapeamento das

incluses fludas no ocorre perda ou adio de material, permanecendo o fludo com o mesmo

volume e a mesma composio do fludo original.

O estudo das incluses fludas tem por base as anlises microtermomtricas que consistem na

observao e no reconhecimento das mudanas de fases envolvendo as transformaes das

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fases slida, lquida e gasosa durante o aquecimento e resfriamento do fludo. Essas variaes

podem ser registradas medindo-se a temperatura correspondente a cada transformao de

fase, que permitem estabelecer consideraes sobre a composio qumica e a temperatura

original do fludo mineralizante, e conseqentemente sugerir o ambiente de deposio mais

provvel para um determinado depsito mineral.

9.2.2 Mtodo de estudo

O estudo das incluses fludas esteve restrito as amostras de veio de quartzo portadores de ouro

na Provncia Mineral do Tapajs, encaixados em diversos tipos de rochas: granitides de

diferentes composio e graus de deformao distintos; rochas bsicas; sedimentos antigos; e

vulcnicas flsicas. A partir dos veios de quartzo foram preparadas sees polidas em dupla

face com espessura de 100 m, as quais foram analisadas em microscpio de luz transmitida,

objetivando o reconhecimento e a caracterizao dos diferentes tipos de incluses fludas. Das

20 reas estudadas (ou reas de estudos de prospectos), 14 reas ou garimpos foram selecionados,

e suas amostras consideradas em condies de se efetuar as anlises microtermomtricas com

acurcia, cujas feies geolgico-estruturais foram previamente identificadas (Tabela 9.1).

As medidas microtermomtricas foram efetuadas no estgio Linkam TH600 adaptado ao

microscpio petrogrfico, pertencente ao Instituto de Geocincias da Universidade Federal do

Rio de Janeiro (UFRJ). Para a calibrao da instrumental contou-se com o apoio de um tcnico

do Instituto de Fsica da UFRJ, tendo sido usados os seguintes padres sintticos de incluses

fludas: ponto de fuso do CO2 puro (-56,6 0C); ponto de fuso do gelo (0 0C); e a temperatura

crtica de homogeneizao da H2O pura (+ 374,5 0C). As anlises foram elaboradas num perodo

de trs meses e a calibrao da instrumental monitorada semanalmente, durante o

desenvolvimento da pesquisa. No processo procurou-se efetuar a tomada dessas medidas durante

um mesmo ciclo de aquecimento (+ 700 0C) e resfriamento ou congelamento (-150 0C) para

minimizar problemas de nucleao. A acurcia entre - 100 e - 20 0C de 0,5 0C, enquanto que

acima de - 20 0C de 10 a at 5 0C. Durante os estgios de resfriamento e de aquecimento as

mdias do aquecimento foram reduzidas para menos de 0,5 0C e 5 0C por minuto, respectivamente,

para permitir elaborar medidas menores de 1 0C.

A salinidade, a densidade e o contedo em CH4 foram calculados usando o procedimento adotado

por Shepherd et al. (1985). A salinidade da fase aquosa calculada a partir da temperatura

fuso do clatrato (composto molecular em que molculas de um tipo esto includas nos espaos

vazios de uma rede formada por molcula de outro tipo), para as incluses de CO2, ou a partir da

temperatura de fuso do gelo para aquelas registradas nas incluses aquosas. A densidade do

CO2 calculada a partir da temperatura de homogeneizao da fase slida do CO2, tanto para as

incluses de CO2 como para incluses de CO2-H2O. O contedo em CH4 (expresso como mol %

de CO2) determinado pela temperatura de fuso final do CO2 slido. Os contedos em CO2 (wt

%) so calculados combinando sua densidade e a estimativa visual das mdias das fases de

H2O e CO2 a temperatura ambiente.

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No clculo da composio das incluses fludas adotou-se o conceito de Ramboz et al., (1985).

As condies de P-T foram definidas usando o processo desenvolvido por Schwartz (1989). Este

mtodo pode ser empregado para prever a presso de homogeneizao quando os valores da

frao molar e o volume da frao do CO2 so conhecidos. Entretanto, em funo do baixo

contedo em CO2 essas determinaes foram prejudicadas, permitindo prever dados do volume,

e conseqentemente a T e P, para apenas uma parte das amostras estudadas.

9.2.3 Modo de ocorrncia das incluses fludas

As relaes entre os diferentes tipos de incluses fludas em veios de quartzo so complexas e

algumas vezes no so de fcil caracterizao. O mecanismo do trapeamento do fludo (Roedder,

1972) e as relaes texturais entre as incluses fludas e o cristal hospedeiro sugerem a presena

de trs tipos de distribuio de incluses fludas, no presente estudo:

(i) Tipo I: incluses fludas associadas ao crescimento de cristal durante a formao inicial

do mineral hospedeiro distribudas aleatoriamente.

(ii) Tipo II: incluses fludas associadas ao crescimento do veio de quartzo por mecanismo

tipo crack-seal durante o processo de selamento dessas fraturas.

(iii) Tipo III: incluses fludas relacionadas a processos de crack healing ou microfraturas

alinhadas segundo trails, em geral de tamanho muito pequeno (), originadas

provavelmente durante algum evento tardio.

Os dois primeiros tipos de incluses fludas so incluses primrias em relao ao crescimento do

veio de quartzo, porm o tipo II secundrio no que diz respeito ao cristal individual de quartzo.

Ambos tipos representam o fludo hidrotermal original que foi trapeado durante a formao do veio

de quartzo. As incluses fludas do tipo III representam incluses secundrias, trapeadas durante

os processos de fraturamento hidrulico extensional sob condies de alta presso de fludo e baixo

stress na rocha. Este processo desenvolve-se durante um tempo indeterminado, aps o crescimento

do cristal, quando a presso (stress) do fludo iguala a deformao (strenght) da rocha (Ramsay,

1980). Essas incluses formam alinhamentos planares (trails), bem orientados e podem ocorrer: (i)

dentro de um simples cristal; (ii) cortando limites de cristais; e (iii) cortando incluses dos tipos I e

II, sugerindo que as incluses em trails so tardias em relao esses dois tipos.

As relaes entre as incluses fludas dos tipos I e III esto bem representadas nos veios de quartzo

portadores de ouro provenientes dos garimpos: Batalha (rea 2), Goiano (rea 12), Guarim (rea 4),

Bom Jesus (rea 5), Carneirinho (rea 17), Abacaxis (rea 11), Joel e minerao Crepori, estes dois

ltimos na regio do Creporizo (rea 18).

9.2.4 Tipos de incluses fludas

De acordo com as diferentes propores de lquido e vapor, os seguintes tipos de incluses

fludas foram reconhecidos no presente estudo:

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(i) Incluses ricas em H2O ou incluses aquosas: com forma esferoidal, apresentam os

maiores tamanhos registrados, variando entre 10 a 25 m e valor mdio de 22 m. O

grau de preenchimento ou degree of fill (DF), que a razo que expressa o volume (vol)

que uma determinada fase fluda ocupa na cavidade de uma incluso fluda (IF),

estimado visualmente, com base em tabelas padres, tendo sido registrados valores entre

0,50 a 0,90, com valor mdio de 0,70.

O DF expresso por: DF = vol.lquido/vol total da IF , onde

Vol total da IF = vol lquido + vol gs + vol cristais de saturao.

(ii) Incluses ricas em CO2 ou incluses monofsicas de CO2: com forma arredondada este

tipo de incluso contm pequena quantidade de H2O, que pode ser reconhecida por um

halo de aspecto molhado e escuro que adere a parede da cavidade da incluso. Com

base nos estudos de Crawford & Hollister (1986), estima-se que entre 10 a 20 % mol de

H2O no podem ser detectados oticamente devido ao alto contraste entre os ndices de

refrao da incluso fluda e do cristal hospedeiro. Assim sendo, uma pequena quantidade

de H2O pode ocorrer na incluso rica em CO2. Este tipo de incluso apresenta os menores

tamanhos variando de 5 a 15 m e valor mdio de 20 m. O grau de preenchimento varia

de 0,90 a 0,95.

(iii) Incluses CO2-H2O: caracterizam-se pela presena de dois lquidos imiscveis, um aquoso

e outro rico em CO2. Usualmente estas incluses exibem duas fases lquidas (H2O e CO2lquido), e raramente trs fases, que podem ser observadas a temperatura ambiente:

H2O, CO2 lquido e CO2 vapor. Neste tipo de incluso o tamanho varia de 10 a 30 m com

valor mdio de 20 m. O grau de preenchimento est compreendido entre 0,70 a 0,90,

com valor mdio 0,90.

Em geral, os trs tipos de incluses fludas podem ser observados nos veios de quartzo

analisados, e reconhecidos ao longo de feies tipos crack-seal e crack heling ou nos contatos

entre gros, porm as incluses ricas em CO2 concentram-se predominantemente ao longo das

microfraturas healing (trails).

Durante as anlises microtermomtricas, quando possvel, durante os estgios de aquecimento e

resfriamento (congelamento) as seguintes mudanas de fases foram observadas e efetuadas as

medidas das temperaturas correspondentes:

(i) Temperatura de fuso (melting) do CO2 slido: (Tf CO2).(ii) Temperatura de fuso (melting) do clatrato: (Tf Cl)

(iii) Temperatura de homogeneizao do CO2 (homogeneizao parcial): (Th CO2)

(iv) Temperatura de homogeneizao total (da incluso fluda): (T-Th).

(v) Temperaturas da primeira: (Tpf Aq) e da ltima fuso (melting) do gelo: (Tf H2O).

9.2.5 Resultados microtermomtricos

Os dados microtermomtricos foram obtidos em amostras de 14 garimpos (ou reas em estudo),

totalizando 609 incluses, cujos resultados podem ser visualizados: (i) Tabela 9.2, os resultados

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das incluses tipo CO2-H2O; (ii) Tabela 9.3, incluses CO2; e (iii) Tabela 9.4, os dados das

incluses de H2O ou incluses aquosas. A pesquisa abrangeu os 3 tipos de incluses fludas

reconhecidas ao longo de fraturas crack seal, crack healing (formando trails) ou contidas

dentro do prprio cristal. Entretanto, devido ao tamanho muito pequeno das incluses

localizadas ao longo dos trails (onde ocorre o tipo CO2 mais frequentemente) as medidas

microtermomtricas concentraram-se nos outros dois tipos de incluses fludas, notadamente

no primeiro tipo.

Gros de quartzo exibindo evidncias de recristalizao (e.g. extino ondulante, deformao

lamelar) no foram consideradas para medidas microtermomtricas. Durante o estudo as inclu-

ses os tipos CO2-H2O e CO2 homogeneizaram para a fase lquida, com o desaparecimento da

fase CO2 vapor, e raramente para a fase vapor. No houve registro de decrepitao nas incluses

como tambm no foram reconhecidos daughter minerals.

(a) Incluses fludas CO2-H2O (incluses bifsicas)

Na temperatura ambiente as incluses CO2-H2O contm uma fase aquosa (H2O) e uma fase

rica em CO2 lquido, embora, s vezes, podem ser vista duas fases de CO2: a slida (CO2 -S) e a

lquida (CO2 - L), cuja fase vapor est em constante movimento. As incluses CO2-H2O contm

23 a 31 wt % CO2. A temperatura de fuso do CO2 slido (Tf CO2) est compreendida entre

- 56,2 a - 59,3 0C com um pico maior a - 57,5 0C. Os dados indicam que essas incluses contm

pequena quantidade de outros gases, alm do CO2. A concentrao em CH4 foi estimada entre

4,2 a 12,0 mol % do CO2. A temperatura de fuso do clatrato varia de 6 a 8,5 0C, indicando uma

salinidade compreendida entre 3,5 a 8,0 wt % (valor mdio de 6,0 wt %) equivalente a NaCl.

A homogeneizao das fases lquida e vapor do CO2 (homogeneizao parcial) ocorre sob uma

variao de temperatura compreendida entre de 15,5 a 28,0 0C. Esses valores indicam uma

variao de 0,70 a 0,85 g/cm3 para a densidade do CO2. A homogeneizao total da incluso

fluda caracterizada por uma variao de T-Th com valores mdios compreendidos entre

314 a 164 0C.

Esses dados, por rea de garimpo, podem ser visualizados na Tabela 9.2.

(b) Incluses fludas CO2 (incluses monofsicas)

A fase de transio observada na incluso fluda do tipo CO2 ou incluso rica em CO2, durante

os estgios de congelamento (resfriamento) e aquecimento permite classifica-la na categoria de

tipo-H de Van den Kerkhof (1988). Este tipo de incluso tem alto contedo em CO2 e pequena

quantidade de H2O (Crawford and Hollister, 1986), e comporta-se similarmente ao de CO2 puro.

A temperatura de fuso do CO2 varia de - 58,4 a - 56,5 0C com valor mdio de - 57,0 0C. Os dados

indicam que a fase CO2 contm uma pequena quantidade de outros gases associados (e.g. CH2,

N2, H2S). A temperatura de homogeneizao do CO2 (Th CO2) varia entre 16 a 30 0C, enquanto

que a temperatura de homogeneizao total difcil de ser observada, em funo, entre outros

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aspectos do tamanho da incluso fluda. Entretanto este tipo de incluso homogeneza para o

estado lquido pela expanso da fase vapor do CO2. Os dados obtidos da fuso (Tf CO2) e da

homogeneizao do CO2 (Th CO2) indicam uma quantidade de CH4 dissolvida na fase carbnica

que varia de 5,5 a 10,5 mol %. A densidade est compreendida entre 0,60 a 0,85 g/cm3, calculada

com base nos valores de homogeneizao do CO2 .

Os dados das anlises microtermomtricas para este tipo de incluso fluda constam na Tabela 9.3.

(c) Incluses fludas H2O (Incluses Aquosas)

A temperatura da primeira fuso da incluso aquosa (Tf H2O) difcil de ser medida, porm o

movimento da incluso fluda por volta de - 31,0 0C (valor mdio) deve representar o ponto

euttico (temperatura euttica), sugerindo a possvel presena de outros componentes no fludo,

alm de NaCl, tais como NaCl.2H2O, CaCl2, MgCl2, e FeCl2. O dado indica que abaixo deste

ponto somente slidos esto presentes, enquanto que acima desta temperatura slidos e

lquidos coexistem. Algumas medidas acima deste valor, compreendidas entre - 33,0 0C e -

42,0 0C, foram registradas indicando possivelmente a presena de sais de Ca, alm de NaCl e

KCl. Temperaturas maiores (acima de -12,0 0C) no so consistentes com a temperatura euttica

para um sistema H2O-NaCl (20,8 0C).

A temperatura mdia de fuso da fase aquosa (Tf H2O) varia de - 3,1 a - 8,5 0C, sendo que o valor

mais alto deve indicar a mistura gelo e sais hidratados. A salinidade est compreendida entre

5,0 a 10,5 wt % equivalente NaCl. As incluses aquosas homogenezam a uma temperatura

variando de 160 a 270 0C, e equivalem a um fludo de densidade moderada compreendida entre

0,95 a 1,0 g/cm3.

Os dados obtidos nas anlises microtermomtricas dessas incluses constam na Tabela 9.4.

9.2.6 Composio das incluses fludas

A composio total (bulk composition) dos diferentes componentes da incluso do tipo CO2-

H2O foi estimada com base no conceito de Ramboz et al (1985) para um fludo H2O-CO2-CH4. Os

resultados esto expressos na Tabela 9.5.

Esses dados processados para um total de 390 incluses do tipo CO2-H2O mostram uma variao

de 8,3 a 14,5 mol % CO2. A quantidade de CH4 varia de 0,5 a 1,2 mol %. A salinidade esta

compreendida entre 2,5 a 5,7 mol % de NaCl. A quantidade de H2O varia de 83,5 a 90,1 mol %,

enquanto que a densidade do fludo est entre 0,68 a 0,85 g/cm3.

A reduzida dimenso da incluso fluda rica em CO2 (monofsica) no permitiu que se processasse

as anlises microtermomtricas com acurcia, prejudicando a determinao da composio total

nessa variedade de fludo.

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9.2.7 Presso e Temperatura das incluses fludas

Os valores mdios da composio de CO2, temperatura de homogeneizao da fase CO2 (Th

CO2) e a densidade do fludo, plotados no sistema H2O-CO2-NaCl (Bowers & Helgeson, 1983)

permitem estimar a presso mnima de trapeamento a partir das incluses CO2-H2O.

No presente estudo, adotou-se o mtodo grfico desenvolvido por Schwartz (1989) para se aferir

a presso de homogeneizao das incluses CO2-H2O. A tcnica consiste em se aplicando no

diagrama dois valores das medidas microtermomtricas (e.g. T-Th; wt% do CO2; mol % do CO2;

ou densidade do CO2), os valores das outras duas variveis podem ser conhecidos a partir das

relaes entre as outras quatro variveis.

No procedimento adotado para calcular a presso para o sistema CO2-H2O, os valores do wt% do

CO2, a densidade e a temperatura homogeneizao (T-Th) foram derivados dos dados microter-

momtricos plotados no diagrama para incluses H2O-CO2-NaCl a 6% wt eq. (Schwartz, 1989).

Conforme mencionado por Schwartz (1989) o mtodo aplica-se bem para os casos onde os

intervalos de miscibilidade das isotermas interceptam os contornos das linhas de densidade

segundo um ngulo relativamente grande. Tendo em vista minimizar erro, nos casos onde

esta situao no foi atendida, o valor da presso no foi determinado. Assim sendo, foi possvel

estimar a presso para apenas algumas reas (vide Tabela 9.5).

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De acordo com Robert & Kelly (1987) a temperatura de homogeneizao das incluses fludas

aquosas pode no representar a temperatura de trapeamento, tendo em vista que esses fludos

foram trapeados em diferentes fraturas, representando, portanto, fludos que no estavam em

equilbrio entre si. Esse ponto de vista encontra consistncia em Kerrich (1989), quando defende

que a temperatura de homogeneizao de uma incluso fluda aquosa pode ser significantemente

menor em funo da efervescncia do CO2 como resultado de flutuaes na presso do fludo.

Assim sendo, a temperatura de homogeneizao da incluso fluda no representa a temperatura

de trapeamento do sistema hidrotermal, devendo esse resultado ser combinado com um

geotermmetro independente, por exemplo, a temperatura de formao da clorita

hidrotermalizada.

A presso estimada para o sistema CO2-H2O indica dois grupos de intervalos de presso mnima

de trapeamento para as incluses fludas, estando o primeiro compreendido entre 1,6 a 1,4 kb e

o segundo entre 1,2 a < 1 kb. Essa variao de presso consistente com o espectro registrado

para os depsitos de ouro do Arqueano, cujos valores esto entre 1,0 a 3,0 kb (Ho et al, 1985).

Com base nesses dados e assumindo os efeitos litostticos, sugere-se duas fases de precipitao

do ouro na Provncia Tapajs, sendo a primeira a uma profundidade entre 7 a 4 km, e a segunda,

num nvel crustal mais elevado, a uma profundidade < 4 km.

9.2.8 Discusso e comentrios

Na Provncia Mineral do Tapajs trs tipos de fludos foram reconhecidos com base no estudo

das incluses fludas associadas ao desenvolvimento dos veios de quartzo portadores de ouro:

(i) Um fludo CO2-H2O caracterizado por baixa salinidade (2,7 a 5,7 mol % NaCl equivalente),

contendo propores variveis de H2O (90,1 a 83,5 mol %) e CO2 compreendido entre

8,3 a 14,5 mol %, e pequeno contedo em CH4, entre 0,5 a 1,1 mol %. Um baixo

contedo em N2 foi detectado como fase voltil adicional por Klein et al (2001).

(ii) Um fludo no salino rico em CO2 (> 89,5 mol % de CO2) contendo pequena quantidade

de CH4 (5,5 a 10,0 mol % de CO2).

(iii) Um fludo aquoso (H2O) de baixa a moderada salinidade (5,0 a 10,0 wt% NaCl

equivalente ou 5,0 mol % NaCl equivalente).

No foi identificada nenhuma relao significativa entre as diferentes populaes de incluses

fludas e as diversas litologias hospedeiras dos veios de quartzo aurferos, tendo os trs tipos

de fludos sido reconhecidos na maioria nos veios analisados. Entretanto, a freqncia na

distribuio desses tipos de incluses fludas no veio quartzoso sugere uma relao entre

essa distribuio e as condies de emplacement do veio hospedeiro. Incluses CO2-H2O,

associadas ao tipo CO2, e em menor proporo incluses aquosas, dominam nos veios de

quartzo formados sob condies dcteis (e.g. reas Nossa Senhora da Conceio, Abacaxis e

So Jos) ou dcteis-rpteis (Goiano, Bom Jesus, Davi, Guarim e Batalha). Enquanto que, nos

veios desenvolvidos sob condies tpicamente rpteis, as incluses so quase que

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exclusivamente aquosas, e ocorrem com freqncia expressiva. Nas reas dos garimpos:

Majestade, Santa Isabel, Mamoal, Joel e minerao Crepori, as incluses fludas nos veios

quartzosos com ouro so predominantemente do tipo H2O, enquanto que os tipos CO2-H2O e

CO2 so menos freqentes ou at mesmo raras.

Nas amostras onde predomina a coexistncia de incluses fludas dos diversos tipos, CO2-H2O,

CO2 e H2O ao longo de fraturas e limites de gros, formando clauteres irregulares, cortando

contatos entre gros, e ocorrendo em microfraturas, essas relaes sugerem alguma

contemporaneidade. A coexistncia desses tipos de incluses tem sido referida com freqncia

nos estudos de veios mesotermais aurferos do Archeano ao Proterozico, principalmente para

depsitos lode-gold, e tem sido atribuda a processos de imiscibilidade de fludos (no mistura

de fludos) do sistema H2O-CO2 (Ramboz et al, 1982; Ho et al, 1985; Robert & Kelly, 1987; Walsh

et al, 1984).

Determinadas feies nas amostras estudadas so consistentes com o processo de imiscibilidade

de fludos. Um importante critrio desse processo, baseado no modo oposto de homogeneizao

total das fases CO2 (para lquido e vapor para H2O-CO2 e CO2, respectivamente; Ramboz et al,

1982) foi detectado nesse estudo. Na presente investigao ambos os tipos de incluses

homogeneizaram para a fase lquida e vapor respectivamente, embora a primeira situao seja

predominante. Um outro critrio favorvel a no mistura de fases (imiscibilidade) o

fracionamento de sais preferencialmente para a fase aquosa durante a separao de fases. Nas

amostras analisadas do tipo CO2-H2O as incluses aquosas tm salinidade (5,5 a 10,5 wt % NaCl

eq.) maior do que as incluses depletadas em H2O (3,5 a 8,0 wt% NaCl eq.). Um outro ponto

consistente com o processo de imiscibilidade a variabilidade na razo CO2/H2O em incluses

com temperatura de homogeneizao total dentro de um espectro amplo de temperatura,

sugerindo tratar-se de um fludo heterogneo.

As evidncias acima abordadas so consistentes com o processo de imiscibilidade num sistema

CO2-H2O-NaCl, favorecendo o trapeamento de um fludo heterogneo no sistema hidrotermal

na provncia em estudo. A fase CO2 o resultado da imiscibilidade de fludo durante a separa-

o da fase vapor.

Um sistema hidrotermal heterogneo para o Tapajs tem sido defendido por Klein et al (2001)

com base nos estudos de incluses fludas realizados no garimpo Guarim, na regio do Cui-

Cui, cujo emplacement dos veios de quartzo portadores de ouro ocorreu em regime de condies

dctil e rptil, coexistentes.

Por outro lado, com base nas amostras analisadas caracterizadas pela abundncia de incluses

fludas ricas em H2O, predominantes em relao s incluses CO2-H2O e CO2, presentes em

veios de quartzo hospedeiros desenvolvidos em nvel crustal mais elevado, sugere-se um

sistema hidrotermal adicional no Tapajs, marcado por forte componente aquosa, depletado

em CO2, comparativamente ao sistema original. possvel que este novo fludo circulando

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dentro do domnio da shear zone, alm de ter herdado contribuio qumica do sistema original,

deve ser o resultado da interao fludo/rocha, conforme ser abordado com base nos istopos

estveis a seguir. A razo fludo / rocha pode resultar na desidratao do fludo ou na adio de

um novo fludo, dependendo da quantidade do volume do fludo que interage com a rocha.

Com base na presena de partculas de ouro que ocorrem nos veios quartzosos, e considerando-

se a ausncia de feies de deformao nesses veios, assume-se que o ouro e o quartzo

precipitaram-se durante o mesmo evento hidrotermal. Essas observaes, associadas s condies

de deformao, leva a admitir a existncia de dois tipos de veios de quartzo aurferos formados

por fludos distintos:

(i) Veios de quartzo originados de um fludo do tipo CO2 que evoluiu para o tipo CO2-H2O,

em funo de processos de imiscibilidade e de interao fludo/rocha, cujo emplacement

ocorreu sob condies dctil a dctil-rptil. A presso mnima de trapeamento das

incluses fludas compreendida entre 1,6 a 1,4 kb indica profundidade de formao

dos veios entre 7 a 4 km.

(ii) Veios de quartzo formados por um fludo depletado em fase CO2 com forte componente

aquosa, desenvolvidos sob condies essencialmente rpteis. A presso mnima de

trapeamento das incluses fludas entre < 1,4 a 1,0 kb permite inferir num nvel

crustal de formao dos veios < 4 km de profundidade, aproximadamente.

9.3 Istopos Estveis

9.3.1 Introduo

O estudo da fonte dos fludos hidrotermais como subsdio para o entendimento da gnese dos

depsitos minerais tem sido um assunto extensivamente discutido, entretanto, ainda permanece

um debate polmico quanto, por exemplo, a origem dos depsitos de ouro do Pr-Cambriano,

no obstante o significativo volume de dados disponveis (Colvine et al, 1988; Kerrich, 1989;

Groves et al, 1991; Groves, 1996). Vrias origens tm sido atribudas fonte do fludo

mineralizante e componentes dissolvidos, tais como:

(i) Fonte mantlica (Fyon et al., 1984; Colvine et al., 1984; 1988; Cameron, 1988).

(ii) Fludo magmtico (Burrows et al, 1986; Wood et al, 1986; Burrows & Spooner, 1986;

Spooner, 1991; Cameron & Hattori, 1987; Hattori, 1987).

(iii) Processos metamrficos (e.g. perda dgua durante o metamorfismo retrogrado; Kerrich

and Fryer, 1979; Kerrick and Fyfe, 1981; Kerrick, 1983; 1987; Golding & Wilson, 1987;

Groves and Phillips, 1987).

(iv) Alta contribuio de guas metericas (Nesbitt et al, 1986).

As anlises dos istopos de oxignio (O), hidrognio (D) e carbono (C) das incluses fludas

em minerais tm contribudo efetivamente para esclarecer a origem e histria do sistema

hidrotermal dos depsitos minerais (Clayton et al, 1968; Taylor, 1979). Esses elementos so os

principais componentes das rochas, dos minerais e dos fludos e suas composies isotpicas

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no so variveis em funo do tempo ou do comportamento qumico, como acontece com os

istopos radiognicos. As razes isotpicas estveis estudadas com base na abundncia relativa

() so: D/H (D = H = 0,01; H = 99,98); 18O/16O (16O = 99,75; 18O = 0,03); e 13C/12C (13C = 1,11;12C = 98,98). Os valores dos istopos

18O e D em quartzo e do 13C das incluses fludas em

veio de quartzo portador de ouro, aplicados no estudo do fludo hidrotermal, quando positivos

ou negativos, significam o enriquecimento ou o empobrecimento (depleo), respectivamente,

na amostra em relao ao padro. Os istopos de um determinado elemento podem fracionar-se

entre fases em equilbrio ou participar de reaes que acompanham processos qumicos e fsicos

na crosta terrestre. Desta forma, o fracionamento isotpico pode ocorrer entre mineral-mineral,

mineral-fludo, e fludo-fludo. O fator de fracionamento isotpico (-alfa) entre dois compostos

A e B expresso pela frmula:

A-B = RA / RB = A + 103 / B + 10

3 (fracionamento isotpico).

Os valores de encontram-se prximos de 1 e, em geral, ocorrem no intervalo 1 0,0 x a 1

0,00 x. Estes valores podem ser expressos em termos de (delta):

A - B = 103 ln A-B (razo isotpica).

9.3.2 Mtodo de estudo

Vinte (20) amostras de veios de quartzo mineralizados em ouro hospedados em granitides

diversos, rochas bsicas, sedimentos antigos e vulcnicas flsicas, foram analisadas para

istopos estveis de oxignio e hidrognio. O baixo contedo de CO2 nas amostras em estudo

no permitiu determinar a composio do 13C nas incluses fludas. Os resultados analticos

obtidos podem ser visualizados na Tabela 9.6, enquanto que informaes dos veios estudados,

tais como localizao e feies geolgico-estruturais constam na Tabela 9.1.

As anlises de 18O e H foram realizadas no Scottish University Research and Reactor Centre,

Glasgow University, Glasgow, Scotland.

Amostras de veios de quartzo foram desagregadas mecanicamente em moinho (jaw-crusher),

peneiradas para remover as fraes < 0,5 mm e > 2,0 mm, e, neste intervalo granulomtrico,

foram selecionados gros de quartzo lmpido, aproximadamente 0,5 g para cada amostra, usando-

se a lupa binocular. A seguir, para eliminar contaminao, os gros de quartzo, em cada amostra,

foram submetidos ebulio em cido HNO3 concentrado, por vrias horas, e aps lavagem

com gua, inicialmente destilada e depois idionizada, foram levados estufa para secagem a

500C.

O procedimento analtico, em aproximadamente 50 mg por amostra, para determinao da

composio isotpica do oxignio no quartzo tem incio com a liberao do O2, por reao com

o ClF3 numa bomba de nquel a vcuo a 600oC, seguida da converso do O2 para CO2 por reao

com o rod de carbono quente, o qual analisado no massa espectrmetro (Micromass 602C). As

composies isotpicas do hidrognio nas incluses fludas so medidas como H2 (gs), aps

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sua liberao na incluso H2O por reduo com zinco metlico quente. O contedo em H2O

removido usando-se a variao de temperatura de nitrognio lquido. Os dados de istopos so

mencionados como (delta), expressos em (per mil), relativos a padres isotpicos, como

segue:

amostra = 1000 [(Ramostra / Rpadro) - 1]

sendo, R a razo isotpica na amostra e no padro. Os padres utilizados no presente estudo

foram SMOV (standard mean ocean water) para O e H. A preciso analtica 0,1 (1 ) para

o oxignio e 1 (1 ) para o hidrognio.

9.3.3 Discusso dos resultados dos 18O em veio de quartzo

Os valores de 18O dos veios de quartzo portadores de ouro na Provncia Mineral do Tapajs

mostram uma variao de 9,4 a 15,0 (Tabela 9.6). Esses dados provenientes de 20 depsitos

esto distribudos numa extensa rea, abrangendo toda a provncia (80.650 km2), cujos veios

mineralizados ocorrem hospedados em diferentes litologias, conforme mencionado anteriormente.

Nesse contexto, o espectro apresenta-se moderadamente amplo (Figura 9.1). O valor mais alto

(18O =15,5 ) foi registrado em veio de quartzo cisalhado (veio tipo sheeted), desenvolvido em

regime dctil a dctil-rptil, cujo emplacement ocorre ao longo de plano de falha de empurro

(T), encaixado em sedimentos antigos do tipo Abacaxis, no garimpo de mesmo nome (rea 11

de estudo de prospectos). Enquanto que, o valor mais baixo (18O = 9,4 ) foi identificado em

veio extensional, desenvolvido ao longo do plano de falha extensional, regime rptil, diretamente

relacionado zona de cisalhamento sinistral, reconhecida no garimpo Santa Isabel (rea 15 de

prospectos), num contexto geolgico da Sute Intrusiva Maloquinha, e em contexto estrutural

semelhante, sob condio rptil de emplacement do veio com ouro, em falha do tipo jog, na rea

do garimpo minerao Crepori, regio do Creporizo, o valor de 18O = 9,7 .

Entretanto, a consistncia entre o nvel crustal de formao do veio de quartzo e os valores de

Figura 9.1 Representao dos valores de 18OH2O e 18O quartzo,

em veios de quartzo portadores de ouro. Observar a correlao

positiva entre esses valores.

Figura 9.2 Representao dos valores de D e 18OH2O em

incluses fludas de veios de quartzo portadores de ouro.

Observar a no correlao entre esses valores.

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18O, acima mencionada, nem sempre mantida. Por exemplo, o valor do 18O = 13,9

registrado no garimpo Jerimum de Cima, regio do Cui-Cui, aproxima-se dos valores obtidos

para veios cisalhados que ocorrem ao longo dos planos de falhas de empurro, apesar de

nesse garimpo o veio analisado do tipo extensional. Mesma situao verificou-se com os

dados obtidos para os veios tipo stockwork nos garimpos Carneirinho (rea 17) e Fazenda

Pison (rea 13), cujos valores do 18O iguais a 13,5 e 13,0 respectivamente, so relativamente

altos, comparativamente queles dos veios desenvolvidos em condio rptil nas reas Santa

Isabel e minerao Crepori.

Embora as variaes nos valores de 18O no mineral quartzo estejam relacionadas um nmero

independente de parmetros (Kerrick, 1989), as variveis primrias envolvidas so os dados da

temperatura de deposio da mineralizao e os valores de 18O da gua. O valor do 18O da

gua depende fortemente (i) de quanto a gua do fluxo inicial (nova) tem sido modificada por

trocas isotpicas entre o fludo e a rocha previamente inalterada, durante a interao desse

fludo na crosta, ou, (ii) por mistura entre fludos de origens diferentes (fludo heterogneo).

O espectro dos valores de 18O no quartzo portador de ouro no Tapajs pode ser explicado pela

variao de temperatura, em funo de diferentes condies crustais de emplacement dos veios.

Conforme anteriormente referido, os veios de quartzo mineralizados apresentam condies

crustais de desenvolvimento distintas, variando desde veios cisalhados (sheeted veins), formados

sob condio dctil a dctil-rptil, relacionados strike-slip shear zone (falhas de empurro,

transcorrentes, transpressivas), com espessura que pode atingir 80 cm (garimpo Ouro Roxo) at

veios milimtricos de um sistema stockwork, desenvolvido em condies rpteis (e.g. garimpo

Carneirinho).

Por outro lado, investigaes em seces delgadas de veio de quartzo com ouro formado dentro

da zona de cisalhamento (veio do tipo longitudinal), sugerem fenmeno de recristalizao do

quartzo (forte extino ondulante). A ocorrncia de brechas hidrotermais nas zonas de alterao

proximal registradas na regio do Cui-Cui, nos garimpos Guarim e Raimundinha (vide Figuras

5.15 a 17, Captulo 5), bem como o desenvolvimento de textura brechide reconhecida no veio

de quartzo aurfero no garimpo do Goiano (Figura 5.19b, Captulo 5), so evidncias de

retrabalhamento dos veios mineralizados. Essas feies sugerem aporte de novos fludos no

sistema, em funo de reativao tectnica. Como resultado, a composio isotpica nesses

veios enriquecida em funo da composio isotpica herdada do fludo original.

Na Figura 9.3, para efeito de comparao, esto representados os valores de 18O em quartzo dos

veios quartzosos mineralizados em ouro do Tapajs e os dados provenientes de outros depsitos

de idades do Arqueano e do Proterozico, relacionados fontes magmtica ou fludos

metamrficos, em contextos geolgicos distintos, tais como terrenos tipo greenstone belt

(Quadriltero Ferrfero, Rio Itapicuro, Zimbabwe e Western Austrlia) e terrenos acrescionrios

(Provncia Borborema e Slave & Superior Province, Canad). Dados de depsitos de ouro de

origem epitermal, de alta e de baixa sulfetao, podem tambm ser visualizados nessa ilustrao.

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9.3.4 Discusso dos resultados dos 18OH2O

As trocas isotpicas entre o oxignio das incluses fludas e o oxignio do quartzo hospedeiro

no permitem determinar a composio 18O do fludo (18OH2O) diretamente das incluses fludas.

As composies do 18O dos fludos hidrotermais coexistindo com o quartzo devem ser calculadas

indiretamente a partir das anlises do quartzo com base na equao do fracionamento do quartzo-

H2O de Matsuhisa et al. (1979), aplicvel para um amplo intervalo de variao de temperatura

250-5000 C :

A - H2O = X + (Y x 106 x T -2)

Onde: A = 18O quartzo ;T = temperatura em

0K; X = - 3,34 (constante); e Y = 3,31 (constante). A

temperatura assumida com base na geotermometria da clorita foi de 3000 C. Assim sendo, desde

que os valores de 18O do quartzo sejam conhecidos, os valores do 18O de H2O podem ser calculados.

Os dados por rea estudada (rea de garimpo ou de estudo de prospecto) podem ser visualizados

na Tabela 9.6; (coluna nmero 4: 18OH2O ).

Figura 9.3 Valores de 18 para veios de quartzo portadores de ouro na Provncia Mineral do Tapajs. Paracomparao observar os valores de 18 em outros depsitos de ouro de idades do Arqueano (1 a 5) e doProterozico (6), baseado em dados de: (1) Carter (1991); (2) Golding and Wilson (1987); (3)Colvine et al.,

(1988); (4) Xavier (1991); (5) Ladeira (1988); (6) Coutinho (1994); e (7) Este estudo. Dados de depsitos

epitermais tambm esto representados (8 e 9; Henderquist et al, 1996).

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Os resultados do 18OH2O do fludo hidrotermal responsvel pela formao dos veios de quartzo com

ouro na Provncia Tapajs apresentam uma variao entre 2,6 a 8,7 , exibindo um espectro

moderadamente amplo. Nas 20 reas em estudo, parte dos valores 18OH2O, registrada em 7 reas,

apresentam dados consistentes com origem magmtica: Abacaxis, Nossa Senhora da Conceio, Jerimum

de Cima, Fazenda Pison, Bom Jesus, Davi e Carneirinho, cujos dados esto dentro do espectro dos

valores de fludo magmtico (tipicamente 6 a 9; Taylor, 1979), indicando fludo de origem de fonte

profunda. A outra parte do espectro indica que o fludo deve conter uma substancial quantidade

derivada de outra fonte, como por exemplo gua juvenil (reas Majestade, Almerita, Goiano, Chico

Torres, Batalha , Esprito Santo, Mamoal, Ouro Mil e Guarim), alm de uma possvel contribuio de

gua meterica (regio do Creporizo, minerao Crepori, Almerita e Davi), valores 18OH2O < 5,0.

Possivelmente, o fludo aquoso observado no estudo das incluses fludas deve representar um

fludo adicional incorporado ao sistema. Com base nesses dados, a variao na composio

isotpica mais provvel est relacionada ao aporte de novos fludos e/ou a interao fludo/

rocha, do que a modificaes na composio isotpica do fludo original (gua inicial).

A distribuio dos valores de 18OH2O comparada com os valores registrados para 18Oquartzo, conforme

representada na Figura 9. 1, exibe correlao positiva, indicando que o oxignio do fludo hidrotermal

nas incluses fludas o mesmo que deu origem aos veios de quartzo portadores de ouro.

9.3.5 Discusso dos resultados dos D

Na Provncia Mineral do Tapajs a variao nos dados de D do sistema hidrotermal est

compreendida entre - 17 a - 80 . Excetuando-se duas amostras (- 80 para a rea do garimpo

Jerimum de Cima e - 66 no garimpo Nossa Senhora da Conceio), o espectro dos valores de

D abrange o intervalo - 21 a - 55 . Os valores mais baixos registrados podem estar relacionados

presena de slica, observada em seces delgadas de quartzo, sob a forma da variedade slica

calcednica de textura fibrosa, que tem a propriedade de remover gua do sistema.

Investigaes realizadas sobre a composio isotpica do H2O em fontes geotermais sugerem que

o grau de alterao nos valores D depende da quantidade e temperatura do fluxo removido e do

mecanismo de separao do fluxo (Viglino et al, 1985; In: Xavier, 1991).

No presente estudo, enquanto se observa uma correlao positiva entre os dados de 18Oquartzo e do

18OH2O, os valores de D do fludo e das incluses fludas no mostram consistncia (Figura 9.2).

O espectro dos dados de D amplo e est compreendido entre - 17 a - 80 , indicando a

provvel participao de um novo fludo no sistema hidrotermal.

A distribuio dos valores de 18OH2O e de D, isto , os dados dos istopos de oxignio e de hidrognio

do fludo, obtidos nas incluses fludas, como pode ser visualizado na Figura 9.4, mostra que os

dados fixam dominantemente nos campos de fludos magmtico (6 amostras) e de gua juvenil (5

CAP 9 NOVO.pmd 8/18/2008, 3:28 PM287


amostras), enquanto que 6 amostras caem no limite entre esses dois campos, indicando que um

total de 17 amostras exibem dados de composio isotpica consistentes com origem profunda para o

fludo mineralizante. Apenas em 3 amostras os dados deslocam-se em direo a linha representativa

de valores consistente com gua meterica, sugerindo que gua adicional foi introduzida no sistema.

Entretanto, a depleo registrada em parte dos valores de D, pode ser interpretada como o resultado

da condensao dos volteis tardi-magmticos (gua juvenil) em vez de serem atribudos a diluio

por mistura com fluidos metericos (Sillitoe, 1991; In: Foster, 1991).

Assim sendo, interpreta-se que o sistema hidrotermal em estudo reflete composies isotpicas

relacionadas diferentes fludos (magmtico e juvenil), ao invs de variaes na composio

isotpica do fludo inicial do reservatrio. Fyon et al (1983), demonstrou que a magnitude de

disperso nos valores de D no pode ser atribuda a modificaes do fludo original do reserva-

trio por mecanismos que resultem no seu enriquecimento e/ou depleo, porm, deve-se ao

aporte de novos fludos de composio isotpica distintas no sistema hidrotermal.

Figura 9.4 Diagrama dos valores de 18 O (per mil) x D/H (per mil, SMOW) em incluses fluidas em veios dequartzo portadores de ouro na Provncia Mineral do Tapajs. Referncias de dados para outros tipos de

fluidos mineralizantes para comparao da composio isotpica so tambm representados: (i) magmtico,

(ii) gua juvenil e (iii) metamrfico (Taylor, 1979). Em adio, a variao de D/H e 18OH2O para fluidos dediferentes tipos de depsitos de ouro est tambm representada pelos seus campos: (i) depsitos do Arqueano,

originada dos depsitos mesotermais nas Provncias Superior e Slave, Canad (Kerrich, 1989) e do Cinturo

Norseman-Wiluna, Western Australia (Golding & Wilson, 1988); (ii) depsitos da Cordilheira Canadense

mesozica (Nesbitt & Muchlenbachs, 1988); (iii) depsitos tipo-Carlin, Arizona (Sawkins, 1990); (iv) depsitos

tipo-prfiros com ouro da regio de British Columbia, Canad (Diron et al., 1995) e (v) depsitos epitermais

(Field & Fifarek, 1985). Observar tambm as linhas de gua meterica e geysers (Hodgson, 1993).

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A distribuio dos valores de 18OH2O e de D consistente com o aporte de guas profundas de

diferentes origens, magmtica e juvenil, e pequena contribuio superficial (meterica), responsveis

pela formao dos veios mineralizados no Tapajs. Possivelmente, o fludo aquoso observado nas

incluses fludas do tipo H2O deve representar o fludo adicional no sistema. Assim sendo, a

variao na composio isotpica 18OH2O mais provvel est relacionada mistura de quantidades

diferentes do fluxo de fludos distintos durante o mecanismo de interao fludo/rocha.

Considerando-se que a variao dos valores de D depende tambm da quantidade do fluxo que

interage com a rocha (Viglino et al, 1985; In: Xavier, 1991), pode-se afirmar que o espectro dos

valores de D guarda estreita relao com o mecanismo da interao fludo (F) e rocha (R). No

Tapajs esta razo varivel, tendo sido reconhecidas: (i) razo alta: F/R (F > R); e (ii) razo

baixa: F/R (F < R). O condicionamento estrutural, bem como o desenvolvimento das zonas de

alterao, atesta esta relao. Os depsitos aurferos geneticamente relacionados ao

desenvolvimento de zona de transcorrncia (strike-slip shear zone) exibem amplas zonas de

alterao com extensivas carbonatizao, sericitizao e silicificao (exemplos: garimpos Ouro

Roxo, Pepeu, Chico Torres, Abacaxis), enquanto que nas reas mineralizadas originadas sob

condio rptil, formando estruturas do tipo jog, o contato entre o veio de quartzo mineralizado

e a rocha encaixante atravs de um contato sharp, onde o desenvolvimento de zonas de alterao

inexpressivo (exemplo: garimpos Mamoal e Joel). Reaes progressivas de hidratao da rocha

encaixante podem modificar o fludo residual, em funo do aporte de novo fludo no sistema

(mistura de fludos). Por outro lado, uma baixa razo F/R, ou seja, um pequeno volume de

fludo interagindo com a rocha, resulta na significante desidratao do fludo, e vice-versa.

Conseqentemente, os valores menores de DH2O podem ser atribudos ao fludo CO2-H2O

resultante da formao das primeiras incluses fludas, produto de processos de imiscibilidade,

alm da mistura de fludos.

Em sntese, os dados de istopos estveis de oxignio e hidrognio, indicam que o sistema

hidrotermal na Provncia Mineral do Tapajs responsvel pela formao dos veios portadores

de ouro tem uma assinatura isotpica prxima do fludo relacionados a depsitos aurferos

arqueanos, distinta das assinaturas registradas para depsitos epitermais, porphyry-copper e

tipo Carlin (Figura 9. 4). Conclui-se tambm que mais de um sistema hidrotermal foi responsvel

pela formao dos veios portadores de ouro na provncia, sendo um originado a partir de

fludo profundo (mantlico) e o outro de gua juvenil, com contribuio superficial de gua meterica,

cujo emplacement das duas geraes de veios mineralizados ocorreu em nveis crustais diferentes.

9.4 Fonte do sistema hidrotermal

Na provncia em estudo, conforme demonstrado, o sistema hidrotermal tem origem profunda,

no manto (fonte mantlica), passando para um sistema adicional de gua juvenil, originado a

partir dos fludos liberados durante os processos acrescionrios e tardi-magmticos, que

ocorreram num nvel crustal mais superior da crosta. O desenvolvimento progressivo do

strike-slip fault system, pode ter favorecido o aporte de gua meterica para o sistema.

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Este modelo postula a presena de magma como fonte de energia e vapor, portador do CO2,

responsvel pelo processo magmtico de fuso da crosta inferior. Este magma do tipo TTG,

caracterizado por saturao em slica (e.g. tonalito-trondhjemito-granodiorito), permitindo a

formao e liberao de CO2 (fase vapor), capaz de transportar metais, incluindo o Au, enquanto

que H2O proveniente de processos de condensao dos volteis tardi-magmticos (Colvine et

al., 1988; Frost et al, 1989).

Esta premissa fundamenta-se, conforme demonstrado no Capitulo VI, que os granitides do

Complexo Cui-Cui (ortognaisses diortico a granodirortico e tonaltico) constituem um

trend calcioalcalino de mdio K, com termos peraluminosos. Seus padres em LILE (e.g.

Rb, Sr, Ba) e HFSE (Zr, Nb, Y Ti) com fortes anomalias negativas em Nb, so consistentes

com granitides do tipo I e representam corpos granticos gerados em arco continental imaturo

(Coutinho et al, 1998). Essas feies associadas distribuio das curvas dos REE tm

caractersticas consistentes com granitides no fracionados, tpicos dos terrenos TTG. Esta

classificao confere aos granitides Cui-Cui importante papel na formao dos depsitos

aurferos no Tapajs, no s como fonte do fludo hidrotermal, sob a forma de vapor de CO2,

tambm, como o agente transportador do Au e metais associados.

Por outro lado, as altas concentraes dos LILE comparadas com aquelas dos HFSE dos granitides

do tipo Creporizo, gerados em ambiente de arco continental normal a maturo (Coutinho et al.,

1998), com valores de Nd, variando de zero a valores positivos (Santos et al, 2000), e o

desenvolvimento diferenciado de zonas de deformao (shear zones), predominantemente no

ambiente tipo arco magmtico, reas estas mais prximas zonas de subduco, do que em

ambiente de arco de ilhas que se posiciona mais no interior da placa, indicam para os granitides

Creporizo origem relacionada crosta juvenil. Este desenvolvimento favoreceu o

retrabalhamento de material crustal proveniente de arco mais antigo (Cui-Cui), cujo processo

de fuso da crosta (partial melting) responsvel pela gerao de fludos que ascendem para

nvel crustal menos profundo, com composio isotpica tpica de gua juvenil, ao qual so

adicionados valores isotpicos herdados do fludo mais profundo mantlico (fludo magmtico).

Nesses termos, os granitides Creporizo so responsveis pela gerao de um novo fludo

adicionado ao sistema hidrotermal do Tapajs, cuja composio isotpica recebeu contribuio

de istopos herdados do fludo matlico mais profundo.

Estudos geoqumicos no sistema do arco Mariana (Woodhead & Frase, 1985) tem demonstrado

que os fludos originados de subduco transportam substancial quantidade de elementos mveis

da astenosfera para a litosfera. Parte desses elementos (LILE), de baixo potencial inico, so

removidos do slab e adicionados ao manto, onde os arcos magmticos so gerados. Nesse sentido,

a fuso do magma importante como fator lubrificador das shear zones na crosta inferior,

representando os condutos que favorecem a migrao de fludos.

Nesses termos, na rea em estudo, a composio isotpica do fludo original foi modificada

em relao aos valores isotpicos de hidrognio. Isto pode explicar o amplo espectro nos

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valores D que no guardam relao com a distribuio dos valores de 18Oquartzo e do 18OH2O. O

sistema hidrotermal teve sua composio overprinted, acrescida de valores D herdados, acar-

retando um enriquecimento nesses valores em relao ao fludo original.

Este modelo fundamenta-se tambm nos estudo de Pb-Pb em sulfetos (galena e pirita) associados ao

ouro, cujos valores das idades-modelo (vide Captulo VIII), calculados a partir do modelo de evoluo

de Pb de Stacey & Kramers (1975), apresentam um espectro variando de 2.012 a 1.875 Ma, que,

quando colocados em um histograma de idades, nota-se que esses valores se distribuem com maior

freqncia no intervalo entre 1.980 e 1.880 Ma. Essas idades so consistentes com as idades de

desenvolvimento dos arcos magmticos tipo Creporizo (1.997 a 1.957 Ma) e Parauari (1.897 Ma).

Entretanto a participao dos granitides Parauari deve representar apenas parte da histria termal

do sistema, responsvel pela produo de energia, e no necessariamente gerador de fludo rico em

CO2, haja vista que o estudo das incluses fludas sugere que o fludo hidrotermal do Tapajs

responsvel pelo desenvolvimento dos depsitos relacionados a segunda fase da mineralizao

relativamente depletado em CO2. Em algumas reas estudadas, as incluses aquosas prevalecem

em relao s incluses portadoras de CO2 (e.g. garimpo Davi, Joel, Mamoal, entre outros).

9.5 Relao estrutura x sistema hidrotermal

Combinando-se a distribuio dos 141 pontos cadastrados de ocorrncia de ouro primrio com o

padro estrutural, conforme exposto na Figura 9.5, fica demonstrada a ntima relao gentica

entre o frame-work estrutural da provncia, gerado em funo da evoluo do strike-slip flaut

system, e a mineralizao de ouro. As zonas de transpresso resultantes representam os condutos

favorveis percolao de fludo portador de metais, inclusive o ouro, e possveis locais de alvio

de presso, gerando condies propcias as modificaes dos parmetros fsico-qumicos do fludo

mineralizante (P, T, pH, CO2, O2, HS2). A desestabilizao no fludo portador de metais (sulfetos

e Au), resulta na precipitao do metal dando origem aos depsitos aurferos (sites mineralizados).

Em escala de detalhe, observa-se que os sites aurferos variam em tamanho e forma, e que so

funo da profundidade ou da deformao progressiva. Zonas de deformao (strenght) dctil,

nucleadas podem ser desenvolvidas em nveis crustais mais superiores, em funo da ao da

deformao de zonas de alterao hidrotermal ao longo de fraturas previamente formadas (Gibson,

1990; Tourigny & Tremblay, 1997). As reas aurferas caracterizadas por padro estrutural distinto,

refletem variaes crustais de formao e esto representadas por reas de descontinuidade, que

constituem zonas de baixo stress, merecendo destaque: fraturas extensionais conjugadas a fraturas

de cisalhamento (falhas de empurro), reas de inflexo do traado de falhas principais (jogs,

duplex transcorrente); rea intensamente fraturadas (stockworks); e zonas de interseo de falhas

com estruturas planares (contatos litolgico, diques, entre falhas).

O reconhecimento dessas zonas de baixo stress em escala de detalhe fundamental para o

mapeamento dos sites aurferos, haja vista a ntima relao gentica entre zonas de baixo stress

x site aurferos (locais de deposio do ouro).

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Figura 9.5 Mapa estrutural com distribuio dos pontos mineralizados em ouro (141, incluindo 20 reas de estudo de prospectos).

Observar a ntima relao entre estrutura / rea mineralizada.

9.6 Condies de deposio do ouro

Parmetros termodinmicos, tais como P, T, pH, fugacidades do oxignio (O2), do gs carbnico

(CO2) e do enxofre (S2), so fatores importantes na capacidade do fludo hidrotermal

transportar Au, exercendo forte influncia no mecanismo de deposio deste metal.

Com base em diversos estudos experimentais sobre as condies de deposio do ouro, as

assemblias minerais de sulfetos e silicatos com ouro associado, em conjunto com os dados

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de incluses fludas, permitem conhecer a composio do fludo mineralizante, alm de

colaborar efetivamente na definio das condies de deposio do metal, bem como do

mecanismo de transporte de precipitao do ouro (e.g. Bhlke, 1989).

A assemblia mineralgica identificada no estudo do minrio (ore mineral; Capitulo VII), na

primeira fase metalogentica do ouro (lode-gold deposits), e as evidncias das suas relaes

texturais, com minerais portadores de Ti (ilmentita e rutilo) associados a magnetita e a sulfetos

de Fe (pirrotita e pirita) sugere um limite superior de temperatura de 550 0C. A presena de

textura milontica reconhecida na rocha hospedeira, associada veios com ouro, deformados,

contendo biotita e minrio piritoso brechide, so consistentes com temperatura de formao

em torno de 500 0C. No estgio tardio nessas condies, a correlao Au-Cu marcada por minerais

de Pb e Cu (galena, calcopirita) com pirrotita, pirita e hematita sugere temperatura de >270 0C.

Por outro lado, o estgio inicial da segunda fase metalogentica da mineralizao (predomnio de

ouro do tipo veio/disseminado/stockwork), com o domnio de rutilo, e mais raramente molibdenita,

associados a sulfetos de Fe (pirrotita e pirita) e de Fe+Cu (calcopirita), seguindo-se uma gama

variada de sulfetos de Cu, Pb e Zn (vide Captulo VII), permite estimar temperatura de 350 0C.

E, num estgio tardio, tomando-se por base a assemblia ouro/bismuto/telrio, e presena de Co

+ Cd, e considerando-se o melting point do bismuto de 271,5 0C (Barnes, 1979), sugere-se um

limite superior de formao < 270 0C para esta segunda fase de deposio do ouro.

Com base no campo de estabilidade dos alumono-silicatos de Na-K e Mg-K, veios com muscovita

e albita substituindo K-feldspato em granito, e clorita e muscovita em granodiorito, indicam

300 0C e 1,5 kb para as condies de deposio do ouro (Bowers et al, 1984). A ocorrncia de

sericita, albita e K-feldspato nas zonas de alterao proximal sugerem valores de pH variando

de 5,0 a 6,0, ou seja, prximo de neutro a levemente alcalino (pH neutro = 5,2 a 350 0C e 2

kb), para um fludo de salinidade igual a 0,77 eq. NaCl (Ho et al,1992).

Numa assemblia clorita e pirrotita associada a ouro, a fugacidade do oxignio (O2) est

compreendida entre ~ 10 -55 a 10 -35 (Fayek & Kyser, 1995).

No Tapajs, Juliani et al (2002) sugere condies redutoras prximas ao buffer NNO para a mineralizao

de ouro na rea do garimpo Batalha, e postula que o sistema hidrothermal no Batalha difere dos depsitos

porphyry-copper na sua profundidade de emplacement e na O2. Biotita de origem hidrothermal nos

granitides nesse garimpo exibe afinidade com fludo de depsitos porphyry-copper e Sn-W-Bi. Entretanto,

os valores estimados de log (H2O)/(HF) so mais baixos quando comparados aos dos depsitos porphyry,

sugerindo afinidade da mineralizao do Batalha com o tipo intrusion-related gold system.

Condies redutoras para o sistema hidrotermal portador de ouro na Provncia Mineral do

Tapajs so tambm defendidas por Klein et al (2001), com base no estudo do fludo

mineralizante na rea do garimpo Guarim, regio do Cui-Cui. Assumindo valores de O2variando de - 29 a - 34,5, os quais esto compreendidos entre os buffers HM (hematita-magnetita)

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e QMF (quartzo-magnetita-faialita) a 2 kbar, o autor apresenta valores do log S2 variando de

-10 a -11, atribuindo carter redutor ao fludo mineralizante na regio do Cui-Cui, e, a

partir de estudos de incluses fludas, estima o pH em torno de 5,2 a 6,2 (neutro a levemente

alcalino), o que consistente com a presena de carbonato e mica branca na assemblia mineral

nas zonas de alterao, confirmada no presente estudo.

Com base no estudo das zonas de alterao (Captulo VII), a transformao pelo fludo

hidrotermal de K-feldspato para muscovita e albita; epidoto e biotita para muscovita, clorita,

carbonato, e quartzo; e pirita para clorita e pirrotita, decresce o pH, a O2 e a H2S

suficientemente para desestabilizar o ouro sob a forma de complexo de bisulfeto e precipitar

o ouro nativo. Num sistema pirrotita associada a ouro com pH < 6 e temperatura < do 500 0C,

o H2S o sulfeto dominante no fludo, fato este consistente com a assemblia mineral da

primeira fase de mineralizao em veios do tipo lode-glod na Provncia Tapajs.

Estudo geoqumico sobre zonas de alterao em granitide Maloquinha, na rea do garimpo Batalha

(Juliani et al, 2002), demonstra que a mineralizao de ouro est associada a um sistema hidrotermal,

relacionado especialmente sericitizao, e que o enriquecimento em metais no ferrosos, em funo

do matassomatismo sdico e potssico, bem como da sericitizao, so consistentes com processos

hidrotermais ocorridos em condies que variam de ~ 500 0C e 2,6 kb para o metassomatismo potssico,

e ~ 290 0C e 1,2 kb para a sericitizao.

O presente estudo sobre os fludos sugere dois grupos de intervalos de presso mnima de trapeamento

para as incluses fludas, sendo o primeiro compreendido entre 1,6 a 1,4 kb e o outro 1,2 a < 1 kb.

Com base nesses dados e assumindo os efeitos litostticos, sugere-se duas fases de precipitao do

ouro, sendo a primeira a uma profundidade entre 7 a 4 km, e a segunda, num nvel crustal mais

superior, < 4 km.

9.7 Modelo hidrulico para o ouro do Tapajs

Entre os vrios modelos de dinmica de fludo e regime de presso durante a gerao de ouro mesotermal

hospedados em shear-zones destacam-se, os seguintes:

(i) Difuso lateral (Boyle, 1979);

(ii) Movimento horizontal de fludo em reservatrio geopressurizado (advection of

geopressurized fluid reservoirs; Kerrich & Allison, 1978);

(iii) Modelo fault-valve (Allison & Kerrick, 1980; Kerrich, 1986; Sibson et al., 1988);

(iv) Circulao de fludos de conveco interagindo com rochas metamrficas (Etheridge et

al., 1983); e

(v) Circulao da superfcie para a profundidade de guas metericas (Nesbitt et al., 1986).

Com exceo dos modelos (i) e (vi) todos essas propostas envolvem bombeamento ssmico

cclico do fludo para reas de dilatao (dilation site), por fraturamento hidrulico, seguido

de descarga ps-ssmica do fludo com alvio de presso.

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Entretanto, nenhum desses modelos parece consistente com as caractersticas do ouro do

Tapajs. Feies estruturais observadas nos depsitos aurferos na provncia em estudo so

respostas a contnua evoluo do regime dctil para dctil-rptil e finalmente para rptil. O

fludo espasmdico introduzido durante a evoluo da shear zone (Megasistema de Falhas

Transcorrentes do Tapajs), em resposta aos processos magmticos em profundidade durante a gerao

dos arcos magmticos. A formao dos veios de quartzo minealizados em ouro, desenvolvidos com

formas, texturas e espessura distintas, deve ser o resultado das mudanas fsico-qumicas

ocorridas durante a ascenso do fludo, causadas pela interao do fludo com a zona de

alterao, sob condies variadas da razo fludo/rocha, (F > R ou F < R), e, possvel

contribuio de processo de imiscibilidade de fludos, sob condies de P & T, varivel para

cada depsito, no tempo de ascenso e precipitao do fludo.

Nesse contexto, num espao de 140 Ma, quando se instalavam os arcos magmticos na provncia,

pulsos espasmdicos de fludo devem ter ocorrido, de origens distintas, inicialmente um sistema

mais profundo (origem mantlica) gerando depsitos do tipo lode-gold, e posteriormente num

ambiente crustal mais superficial (formado por gua juvenil) com contribuio de gua meterica,

responsvel pela formao de depsitos do tipo disseminado/stockwork.

Os depsitos do primeiro tipo so classificados como ouro orognico (mesozonal) no conceito

de Groves et al (1998), enquanto que o segundo tipo classificado como ouro epizonal, pode ser

o correspondente ao tipo intrusion-related, no conceito de Sillitoe (1991), confirmando o

previamente sugerido por Coutinho et al. (1997 e 2000), respectivamente.

9.8 Concluses

Na Provncia Mineral do Tapajs o estudo dos fludos sugere a presena de mais de um sistema

hidrotermal, produtos de uma complexa evoluo de arcos magmticos, responsvel pela formao

dos veios de quartzo portadores de ouro, desenvolvidos em diferentes nveis crustais.

Durante a primeira fase de mineralizao, quando se formaram depsitos do tipo lode-gold, os

processos hidrotermais responsveis pelo desenvolvimento das zonas de alterao ocorreram

em condies de T e P de ~500 0C e 2,6 kb para enriquecimento potssico, e de ~290 0C e 1,2

kb para processos de sericitizao. A presena de textura milontica reconhecida na rocha

hospedeira, deformada, contendo biotita, e a presena minrio piritoso brechide, so

consistentes com temperatura de formao em torno de 500 0C.

Os veios de quartzo mineralizados em ouro originaram-se de um fludo do tipo CO2 com

composio compreendida entre 8,3 a 14,5 mol % de CO2, que evoluiu para o tipo CO2-H2O. O

fludo com densidade entre 0,70 a 0,85 g/cm3 e salinidade variando entre 2,7 a 5,5 mol %

NaCl, apresenta pH < 6, prximo de neutro a levemente alcalino, e O2 entre ~ - 35 a - 55.

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Processos de imiscibilidade, bem como fenmenos de interao fludo/rocha so os mecanismos

responsveis pelo transporte do ouro sob a forma de complexo de biosulfeto de ouro. Num

estgio tardio, a correlao Au-Cu marcada por associao de minerais de Pb e Cu (galena,

calcopirita) com pirrotita, pirita e hematita indica temperatura de ~270 0C para a deposio do

ouro. A razo Au/Ag foi determinada em torno de 10.

Dados de 18O quartzo e 18OH2O indicam que o fludo hidrotermal e os veios mineralizados em ouro

tm a mesma origem, enquanto que os valores 18OH2O e D so consistncia com os valores da

composio isotpica do fludo de origem magmtica (mantlica).

O emplacement dos veios ocorreu sob condies dctil a dctil-rptil. A presso mnima de

trapeamento para as incluses fludas, indica presso de fludo de 1,6 a 1,4 kb, inferindo

profundidade de formao variando de 7 a 4 km.

Na segunda fase metalogentica, durante a qual se formaram os depsitos de ouro do tipo veio/

stockwork/disseminado, os estudos petroqumicos das zonas de alterao sugerem temperaturas

consistentes com o campo de estabilidade dos alumono-silicatos de Na-K e Mg-K; a formao de

sericita, albita e K-feldspato; e a assemblia clorita e pirrotita associada a ouro.

Os veios de quartzo tiveram origem num fludo depletado em CO2, com expressiva componente aquosa

(> 84,0 mol % de H2O), caracterizado por um ambiente redutor com pH variando de 5,2 a 6,2, ou

seja, de neutro a levemente alcalino; O2 variando de - 29 a - 34,5, e S2 entre -10 a 11.

Os dados de 18O quartzo e 18OH2O apresentam significante consistncia, indicando que o fludo

hidrotermal e os veios com ouro tm a mesma origem. A distribuio dos dados 18Oquartzo x D sugere

um trend, cuja distribuio fixa predominantemente no campo de valores de gua juvenil (origem

magmtica), e algumas poucos dados aproximam-se da linha caracterstica dos valores de composio

isotpica da gua meterica. Por outro lado, os dados de D no so consistentes com os dados de

18OH2O , os quais apresentam um amplo espectro, sugerindo composio isotpica de D herdada da

crosta juvenil retrabalhada, mais antiga (fludo heterogneo).

Num estgio tardio, tomando-se por base a assemblia ouro/bismuto/telrio, considerando-se

o melting point do bismuto de 271,5 0C, sugere-se 270 0C a temperatura limite superior para

deposio do ouro. A razo Au/Ag est em torno de 4.

A presso mnima de trapeamento das incluses fludas permite inferir valores entre 1,2 a

cap9 sistema hidrotermal

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