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YÖNETİŞİM: “SINIRLI DEVLET”TEN “ETKİN DEVLET”E
Geocronologia e evolução metalogenética da mineralização aurífera do depósito Engenho d’Água
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O sistema isotópico Rb-Sr baseia-se na determinação do 87Rb em 87Sr, sendo o 86Sr usado para a normalização das razões isotópicas (Faure, 1986). Em depósitos hidrotermais, os fluidos responsáveis pela mineralização ao interagirem com as rochas encaixantes, podem gerar redistribuição e reequilíbrio isotópico do sistema Rb-Sr. Esta homogeneização do sistema em relação aos minerais da rocha alterada, torna possível a determinação da idade do evento mineralizador. Assim, a razão isotópica inicial 87Sr/86Sr corresponderá à composição isotópica de Sr do fluido (após o episódio de interação fluido-rocha), no instante de formação da mineralização (e.g. Ruiz et al., 1984; Nakai et al., 1993). Se não ocorrer homogeneização isotópica ou ocorrerem eventos termais pós-mineralização capazes de produzir distúrbios no sistema Rb-Sr, as idades obtidas em diagramas isocrônicos podem não apresentar significado geológico. Por outro lado, a razão 87Sr/86Sr obtida em minerais de ganga ou de minério com baixa razão Rb-Sr, indica valores próximos da composição isotópica inicial destes minerais, que reflete a composição isotópica do fluido mineralizador no instante da precipitação dos metais. Podem então ser utilizados como traçadores para inferir sobre a fonte do fluido gerador da mineralização e da sua interação com as rochas percoladas durante a sua migração.
As amostras menos alteradas (subconjunto V1 e V2), moderadamente alteradas e mineralizadas (subconjunto MA) e fortemente alteradas mineralizadas (subconjunto FAM) apresentam, respectivamente, concentrações de Rb variando entre 24 e 56 ppm (média de 42.4 ppm), 24 e 92 ppm (média de 51.9 ppm) e entre 1 e 4.1 ppm (média de 2.4 ppm) com duas amostras com valores próximos a 25 ppm. Em relação às concentrações em Sr os valores variaram entre 329 e 740 ppm para o subconjunto V1 e V2 com média de 511.6 ppm, entre 181 e 696 ppm, com média de 418.8 ppm para o subconjunto MA e, entre 141 e 433 ppm para o subconjunto FAM com média de 312.6 ppm (Tabela 6.3). A forte depleção dos valores de Rb observada para o subconjunto FAM, representativo das amostras fortemente alteradas e, portanto, com a composição química mais próxima da mineralização, foi mais acentuada do que a perda de Sr sofrida por estas rochas durante o mesmo processo. Este comportamento está relacionado com a intensidade dos processos de alteração hidrotermal, sericitização e carbonatação, associados à mineralização. Como já foi discutido no capítulo V, existe predomínio da carbonatação em relação à sericitização nos domínios mineralizados. Uma vez que o Rb apresenta comportamento geoquímico similar ao K e o Sr ao Ca, as amostras do conjunto FAM vão apresentar menor quantidade de Rb, consequentemente menor relação Rb- Sr e valores mais baixos da razão 87Sr/86Sr. Exceção é feita para as amostras EA-2 e EA-16, que contêm maior incidência dos processos de sericitização.
As rochas do conjunto V1 e V2 apresentam razões 87Sr/86Sr atuais variando de 0.7079 a 0.7165 (com média de 0.7114). O subconjunto MA possui razões mais radiogênicas, com valores entre 0.7093 e 0.7431 (com média de 0.7174), devido ao fato da alteração predominante ser sericítica. As rochas do subconjunto FAM são menos radiogênicas em termos
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de composição isotópica de Sr, indicando valores entre 0.7047 e 0.7123 (com média de 0.7069), diferenciando-se assim das outras amostras (Tabela 6.3). O filito carbonoso apresenta as razões 87Sr/86Sr mais radiogênicas com um valor máximo de 0.7662, o que é normal para rochas sedimentares, visto que tais rochas possuem razões Rb-Sr mais elevadas (e.g. Faure, 1986).
Os pontos analíticos relativos aos subconjuntos de rochas vulcanoclásticas, afetadas por diferentes graus de alteração hidrotermal, quando lançados em diagrama 87Rb/86Sr vs. 87
Sr/86Sr não se distribuem de forma linear, sugerindo que durante o evento de mineralização não ocorreu a homogeneização dos isótopos de Sr. As retas definidas indicam as mais diversas idades, sempre com elevados erros, como por exemplo as idades aparentes de 2130 ± 360 Ma, 1819 ± 300 Ma e 2013 ± 940 Ma, obtidas para os subconjuntos V1 e V2, MA e FAM, respectivamente, que não possuem maiores significados geológicos. Os pontos analíticos relativos às amostras FAM (com forte alteração) apresentam forte dispersão comparativamente às amostras do subconjunto V1 & V2 e MA, sugerindo reabertura do sistema isotópico pela atuação de um ou mais eventos mineralizadores e/ou um evento termal posterior à mineralização principal, que teria produzido a remobilização de Rb de forma mais acentuada do que no Sr (Figura 6.5). Tais eventos mais jovens, poderiam estar associados ao Paleo e/ou Mesoproterozóico como também, ao ciclo orogênico Brasiliano, que foi registrado na área do depósito EA pela datação Ar-Ar em sericita hidrotermal (ver item 6.1.4).
Os sulfetos apresentam baixa razão Rb/Sr, deste modo a razão 87Sr/86Sr medida pode ser considerada como próxima das respectivas razões iniciais. As piritas I e II apresentam valores entre 0.70560 e 0.70995, com valor médio de 0.7071. A pirita 0 (encaixada no filito carbonoso) possui valor extremamente radiogênico de 0.7403, indicando incorporação de Sr na sua estrutura, derivado das rochas sedimentares hospedeiras durante fase de remobilização tardia, possivelmente durante a orogênese brasiliana que atuou na área. As gerações de bertierita (I e II) apresentam valores entre 0.7055 e 0.7101, com valor médio de 0.7070 (Tabela 6.4). As composições isotópicas de Sr dos sulfetos são similares às composições das rochas vulcanoclásticas fortemente alteradas hidrotermalmente (FAM). Por conseguinte, indicam que as fontes dos fluidos hidrotermais envolvidos são compostas por rochas da crosta continental superior, possivelmente da sequência metavulcano-sedimentar, devido a heterogeneidade das razões 87Sr/86Sr iniciais.
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Figura 6.5. Diagrama isocrônico 87Rb/86Sr vs. 87Sr/86Sr para as rochas do subconjunto (A) V1 e V2, (B) MA e (C) FAM.
Para comparar a composição isotópica de Sr da mineralização com as rochas hospedeiras, foram recalculadas as composições isotópicas de Sr destas rochas para a idade da mineralização de 2.68 Ga (idade SK). Obtiveram-se valores 87Sr/86Sr para as rochas do subconjunto V1 e V2 entre 0.7014 a 0.7024, com média de 0.7019 (Tabela 6.3). As vulcanoclásticas com alteração hidrotermal mais acentuada (subconjunto MA e FAM) tiveram muito provavelmente as razões Rb/Sr modificadas por eventos superimpostos de remobilização durante o Neoproterozóico e, portanto não tem sentido calcular essas regressões para épocas anteriores. Mesmo as rochas pouco alteradas, como as amostras EA-17 e EA-20, com valores muito baixos de 0.69941 e 0.69934 (Tabela 6.3), respetivamente, devem também ter sofrido modificação das razões Rb/Sr de maneira mais significativa no final do Pré-cambriano. Os valores das razões 87Sr/86Sr iniciais da ordem de 0.7014 a 0.7024 são normais para rochas vulcânicas do Arqueano tardio associadas à sequências do tipo greenstone belt. Podemos considerar os valores da composição isotópica de Sr dos sulfetos da mineralização de EA como indicativos de uma fonte original de natureza vulcânica com incorporação de Sr também das rochas sedimentares integrantes da unidade vulcano-sedimentar do Supergrupo Rio das Velhas.
6 – Geologia Isotópica
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Tabela 6.3. Composição isotópica de Sr para as rochas vulcanoclásticas e filito carbonoso.
Rb Sr (ppm) (ppm) EA-10B V1 26.8 443.7 0.708211 55 0.174838 0.701429 EA-11 V1 23.8 471.7 0.708088 49 0.146048 0.702423 EA-12 V1 50.1 374.9 0.716481 49 0.387139 0.701464 EA-17 V1 46.3 329 0.715218 50 0.407639 0.699406 EA-20 V1 55.7 389 0.715429 55 0.414768 0.699340 EA-23 V1 36.8 671.5 0.707855 50 0.158627 0.701702 EA-33 V1 51.4 529.7 0.712804 45 0.281009 0.701904 EA-34 V1 50.7 739.7 0.709507 52 0.198426 0.701811 EA-76 V2 40 655.1 0.709082 50 0.176759 0.702225 EA-45 V1-MA 51 414.8 0.714312 63 0.356110 - EA-19 V1-MA 69 344.4 0.719596 69 0.580583 - EA-44 V1-MA 91.8 181.4 0.743106 53 1.469901 - EA-36 V1-MA 57.4 537.7 0.710111 51 0.309061 - EA-53 V1-MA 1.2 300.9 0.707165 56 0.011543 - EA-79 V1-MA 66.9 292.1 0.726745 49 0.664169 - EA-35 V2-MA 42 695.7 0.708312 45 0.174752 - EA-26 V2-MA 71.3 308 0.723690 50 0.671108 - EA-38 V2-MA 43.7 555.9 0.709285 61 0.227574 - EA-71 V2-MA 24.4 556.7 0.711556 36 0.126912 - EA-2 V1-FAM 25.8 361.6 0.712328 47 0.206613 - EA-16 V1-FAM 24.4 330.1 0.710117 43 0.214002 - EA-55 V1-FAM 2.6 208 0.704821 40 0.036171 - EA-72 V1-FAM 3.6 362.1 0.705070 44 0.028769 - EA-74 V1-FAM 1.1 359.5 0.704650 44 0.008854 - EA-83 V1-FAM 2.6 140.8 0.705969 48 0.053440 - EA-86 V1-FAM 1.6 382.9 0.706301 45 0.012093 - EA-95 V1-FAM 2.6 371.1 0.705849 51 0.020276 - EA-81 V1-FAM 1 177.2 0.705676 36 0.016331 - EA-75 V2-FAM 4.1 432.9 0.707879 43 0.027414 - EA 77 Fc 59.2 149.5 0.739781 53 1.149797 0.695181 EA-27 Fc 65.5 92.6 0.766229 63 2.0591997 0.686354 *Erro = n x 10-6 **t= 2680 Ma
Amostra Rocha 87Sr/86Sr 2σ* 87Rb/86Sr (87Sr/86Sr)i**
Amostra Mineral 87Sr/86Sr 2σ* EA-27 Py 0 0.740326 77 EA-49 Py I 0.707303 41 EA-58 Py I 0.709947 75 EA-73 Py I 0.706339 57 EA-82 Py I 0.708058 65 EA-83 Py I 0.705602 60 EA-86 Py I 0.706393 55 EA-88 Py I 0.705694 66 EA-89 Py I 0.706052 65 EA-72 Py II 0.708050 51 EA-73 Brt I 0.707769 48 EA-85 Brt I 0.710147 56 EA-86 Brt I 0.705744 52 EA-72 Brt II 0.705643 44 EA-74 Brt II 0.705504 79
Tabela 6.4. Composição isotópica em Sr para os sulfetos.
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