Orientador: Roberto Perez Xavier

Dissertação (mestrado) - Universidade Estadual de Campinas, Instituto de Geociências

Resumo: O depósito aurífero de Juruena, localiza-se no setor oeste da Província Aurífera de Alta Floresta, sul do Cráton Amazônico, onde se hospeda em rochas graníticas da Suíte Intrusiva Paranaíta (1819 - 1793 Ma). Foram reconhecidos cinco tipos de alteração hidrotermal no depósito, organizado...

Resumo: O depósito aurífero de Juruena, localiza-se no setor oeste da Província Aurífera de Alta Floresta, sul do Cráton Amazônico, onde se hospeda em rochas graníticas da Suíte Intrusiva Paranaíta (1819 - 1793 Ma). Foram reconhecidos cinco tipos de alteração hidrotermal no depósito, organizado cronologicamente do evento mais precoce à mais jovem: (1) alteração potássica com veios de quartzo-sulfetos e quartzo+clorita+fluorita+sulfetos; (2) alteração sericitica com veios de quartzo+molibdenita±pirita com halo de feldspato K e veios de quartzo+calcita+clorita com halo de sericita ; (3) carbonatação com veios de calcita-fluorita-sulfetos; (4) silicificação, pervasiva e em veios; e (5) alteração propilítica com veios de epídoto e calcita. A mineralização encontra-se hospedada nos eventos 1 e 3, onde aparece principalmente como inclusões ou preenchendo fraturas em pirita e também relacionado com fases minerais ricas em Te-Bi-Ag. Estudos da paragênese do minério combinados com analises de microssonda, indicam sucessivos eventos de formação de piritas, definidos em quatro gerações: pirita euedral porosa (py1), desenvolvida nos veios iniciais da alteração potássica; pirita de granulação grossa, arredondada a subhedral, não porosa (py2), representante da segunda geração de pirita com cristais ocorrendo distribuídos na alteração potássica e sericitica; pirita anedral, muito porosa, com abundantes inclusões de silicatos, sendo esta fase dominante na alteração sericitica (py3). Pirita sobrecrescida nos cristais da geração mais jovem (py3) representante por tanto da ultima geração. Ressalta-se ainda que as gerações de py2 e py3 contém inclusões de ouro livre e ouro-teluretos. A geoquímica de elementos traço em pirita, revela que pirita de estágios mais precoces (py1) geralmente são mais pobres em ouro (Au < 0.02wt%) quando comparada à pirita de fases mais tardia (py2 e py3) que pode mostrar valores de Au de até 0.035 wt%. As análises também sugerem que o ouro deve ocorrer como nano- micropartículas na pirita e não como parte de sua estrutura cristalina. O cobre apresenta comportamento oposto, com contrações mais baixas em pirita tardia (Cu < 0.04wt%). Uma amostra de molibdenita associada à paragênese do minério aurífero forneceu uma idade modelo Re-Os de 1805 ± 7 Ma. Levando em consideração o erro, esta idade se sobrepõe parcialmente às idades U-Pb SHRIMP em zircão de 1790 ± 6.4 Ma,(com um nível de confiança de 95%, MSWD = 4.8, n =15) e de 1792 ± 5.8 (com um nível de confiança de 95%, MSWD = 0.32, n =17) obtidas, respectivamente em biotita monzogranito (principal hospedeira da mineralização) e em micromonzogranito representante da ultima fase granítica no depósito. Essa sobreposição sugere uma possível relação genética entre o magmatismo félsicos de idade correlata ao da Suíte Intrusiva Paranaíta e a mineralização aurífera. Dados de inclusões fluidas indicam que fluidos aquo-carbônicos com salinidades entre 0.6 e 11.3 wt% NaCl equiv. e temperaturas no intervalo de 341 ¿ 456 oC foram responsáveis pelos estágios iniciais da mineralização aurífera conteúdos na alteração potássica. Durante a evolução os fluidos ricos em CO2 decrescem, dando lugar para um regime de fluidos aquosos de salinidade elevada (31.4 e 36 wt% NaCl equiv.) com temperaturas entre 239 e 349 oC , representado por inclusões fluidas saturadas em sais. Fluidos essencialmente aquosos mais frios (155 ¿ 285 oC ) e de baixa salinidade representa os estágios finais do sistema hidrotermal. Valores calculados de ?18O para os fluidos hidrotermais oscilam entre 6.9 e 0.5 ¿ indicando uma fonte predominantemente magmática, com adição de pequenas quantidades de aguas meteóricas nos veio mais tardios da alteração sericitica. Os valores ?34S para os sulfetos (-7.1 até +1.5 ¿), são consistente com a precipitação a partir de uma fonte magmática oxidada. Um importante zoneamento foi reconhecido: valores menores de ?34Ssulfetos (-7.1 até -4.5 ¿) tendem a se associar aos veios representativos do estágio precoce da mineralização aurífera, enquanto que valores mais elevados de ?34Ssulfetos (-0.5 até +1.5 ¿) correspondem ao sulfetos contidos na carbonatação, o ultimo evento estudado. Este zoneamento é o resultado da interação fluido-rocha que muda as condições de oxidação-redução ao longo da evolução do fluido magmático-hidrotermal no depósito. Baseados nos dados de campo, petrográficos, de inclusões fluidas, isotópicos e na geoquímica de elementos traço é possível definir que o depósito aurífero de Juruena se trata de um sistema magmático-hidrotermal, com fluidos ricos em CO2 que evoluem para fluidos aquosos. O minério foi depositado diretamente dos fluidos hidrotermais durante diferentes e repetidos pulsos hidrotermais de composição variável. Os processos de formação do depósito aurífero de Juruena são similares aos depósitos do tipo ouro-pórfiro.

Abstract: The Juruena deposit belongs to a large group of intrusion-hosted gold deposits of the Alta Floresta Gold Province in the southern portion of the Amazonian Craton. This gold deposit is hosted by granitic rocks of Paranaita Intrusive Suite (1819 to 1793 Ma) which is crosscut by different...

Abstract: The Juruena deposit belongs to a large group of intrusion-hosted gold deposits of the Alta Floresta Gold Province in the southern portion of the Amazonian Craton. This gold deposit is hosted by granitic rocks of Paranaita Intrusive Suite (1819 to 1793 Ma) which is crosscut by different sets of mafic intrusions. The hydrothermal alteration can be divided into five stages, from early to late: (1) potassic alteration, with quartz+sulfides and quartz+chlorite+fluorite+sulfides veins (2) sericitic alteration with quartz+molybdenite±pyrite veins with K-feldspar halo and quartz+calcite+chlorite veins with sericitic halo; (3) carbonatization with calcite+fluorite+sulfides veins; (4) silicification, pervasive and in veins; and (5) propylitic alteration with epidote and calcite veins. The mineralization is hosted in stages 1 and 3, where it occurs mostly as particles or filling fractures in the pyrite crystals and related with Te-Bi-Ag phases. Paragenetic studies of the mineralization combined with microprobe analysis indicated successive stages of pyrite formation defined in four generations: euhedral porous form the earliest generation, developed in the earliest veins from potassic alteration (py1). Coarser grained pyrite is a rounded to subhedral nonporous generation distributed in potassic and sericitic alterations (py2). Anhedral very porous generation contains abundant inclusions of silicates and is the dominant generation on the sericitic alteration (py3). Py2 and py3 contain inclusions of native gold and gold tellurides. The fourth generation (py4) overgrows the earlier py3. The geochemistry of trace elements in pyrite reveal that the earliest generation (py1) is particularly depleted in Au (Au ? 0.02 wt%) in comparison with other pyrite generations (py2 and py3) that showed results up to 0.35 wt% Au. Microprobe analysis also suggests that gold occurs mostly as nano- micro-size particles in the pyrite, and not as part of its crystal structure. Copper presents opposite behavior, with the lowest concentration on the richest gold pyrites (Cu ? 0.04 wt%.). A sample of molybdenite coexisting with Au-bearing pyrite from stage 2, revealed a Re-Os model age of 1805 ± 7 Ma. Taking into account the uncertainties, this age could overlaps with the U/Pb SHRIMP obtained in zircon from granitic rocks of the Paranaíta Intrusive Suite at 1790 ± 6.4 Ma (95% confidence level, MSDW= 4.8, n = 15) and 1792 ± 5.8Ma (95% confidence level, MSDW = 0.32, n = 17). This poses a genetic relationships between the felsic magmatism attributed to this granitic suite and the emplacement of the gold mineralization at the Juruena deposit, which can be defined as the result of a magmatic-hydrothermal system. Fluid inclusions microthermometric data obtained in veins of quartz constrain the formation of the early mineralizing events in the range of 341 and 456 oC from a low to moderate-salinity (0.6 and 11.3 wt% NaCl equiv.) H2O-CO2-NaCl fluid. At late stages of gold mineralization, fluid gradually become CO2-poor and higher salinities (31.4 to 36 wt% NaCl equiv.), represented by NaCl-bearing fluid inclusions. More diluted (0.4 to 13.7 wt% Nacl equiv.) and cooler (185 to 285 oC) aqueous fluid inclusions dominate the latest stages of the magmatic-hydrothermal system. Calculated ?18Ofluid values range from 6.9 to 0.5 ¿ indicating that ore fluids of essentially magmatic origin in the earlier mineralizing stages undergoes mixing with meteoric waters in the late stages. Sulfides from early veins display ?34SSulfide values in the range of -7.1 to -4.5 ¿, whereas more enriched ?34SSulfide values varying from -0.5 to +1.5 ¿ are obtained in sulfides from the late veins sets. The more negative ?34SSulfide values may reflect sulfides precipitation from oxidized magmatic fluids in the early ore stages, whereas higher ?34SSulfide values be attained in later stages as a result of water-rock interactions, fluid mixing and change of the redox conditions. Based on field, petrography, fluid inclusions, isotopic evidence and geochemistry of trace elements in pyrites, is possible to define that Juruena gold deposits is a magmatic-hydrothermal system, with hot CO2-fluid rich that evolve to lower temperature, aqueous fluids. The gold was precipitated directly from the hydrothermal solution during different pulses. The formation processes of the Juruena gold deposit are most similar with a typical small Au-porphyry system formed in the Paleoproterozoic