METALOGÊNESE DO CRÁTON SÃO LUÍS E DO CINTURÃO GURUPI

Evandro L. Klein

METALOGÊNESE DO CRÁTON SÃO LUÍS E DO CINTURÃO GURUPI EVANDRO L. KLEIN CPRM/Serviço Geológico do Brasil. Av. Dr. Freitas, 3645. Belém-PA, Brasil. CEP: 66095-110. [email protected]

INTRODUÇÃO A região do rio Gurupi, na divisa norte o Pará e o Maranhão, onde afloram as rochas do Cráton São Luís e do Cinturão Gurupi (Fig. 1A), é uma das mais antigas províncias produtoras de ouro no Brasil, por garimpagem. O início da garimpagem remonta ao século XVII. Os jesuítas lá se estabeleceram por volta de 1612 e há relatos de extração de ouro pelo menos a partir de 1678 (Porto 2000). Apesar da antiguidade do conhecimento da presença de ouro na região, dos garimpos que desvendaram a existência de mais de uma centena de jazimentos e da exploração por companhias de mineração, somente nem 2010 a primeira mina empresarial (Piaba, no Distrito Aurífero de Aurizona) tornou-se operacional. Os recursos estimados para o Cráton São Luís e o Cinturão Gurupi totalizam cerca de 183 t de ouro, sendo que 76%, ou 139 t de ouro, são oriundos de apenas três depósitos e a maioria desses recursos constituem reservas indicadas e inferidas (Tabela 1). Isso demonstra que a exploração e o conhecimento geológico-metalogenético são ainda insuficientes para uma estimativa do real potencial aurífero dessas duas unidades geotectônicas. Fosfato é o segundo bem mineral em importância na região, com a maioria dos depósitos concentrados em rochas do Cráton São Luís. Os recursos conhecidos totalizam menos de 50 Mt (Tabela 2), mas a exploração também é incipiente. Uma síntese do conhecimento geológico e metalogenético sobre o Cráton São Luís e o Cinturão Gurupi é apresentada nesse capítulo, baseada em estudos desenvolvidos nos últimos dez anos. GEOLOGIA E EVOLUÇÃO DO CRÁTON SÃO LUÍS E DO CINTURÃO GURUPI O Cráton São Luís e o Cinturão Gurupi, unida-

des geotectônicas definidas por Almeida et al. (1976), afloram na divisa entre o Pará e o Maranhão como janelas tectônicas da cobertura sedimentar fanerozóica e são limitados pela Zona de Cisalhamento Tentugal (Hasui et al. 1984) (Fig. 1A). O Cráton São Luís é composto por rochas metavulcano-sedimentares, granitóides e rochas vulcânicas, todos de idade paleoproterozóica (Fig. 1B). A sucessão metavulcano-sedimentar compreende o Grupo Aurizona, constituído por xistos de natureza diversa, rochas metavulcânicas ácidas a básicas, algumas ultrabásicas, e subordinados quartzitos e metachert formados em 2240 ± 5 Ma sob condições da fácies xisto verde, e subordinados anfibolitos (Pastana 1995, Klein et al. 2005d, 2008a). A unidade predominante é a Suíte Intrusiva Tromaí, composta por tonalitos, granodioritos e granitos de idade entre 2168 e 2148 Ma e interpretados como cálcico-alcalinos juvenis de ambiente de arco de ilhas intraoceânicos (Klein & Moura 2001, Klein et al. 2005d, 2008b). Outros granitóides possuem distribuição restrita. A Suíte Tracuateua aflora na porção oeste da área cratônica (Fig. 1B) e compreende granitos peraluminosos com duas micas (Lowell 1985, Costa 2000) de idade entre 2086 e 2091 Ma (Palheta 2001). O Granito Negra Velha é composto por stocks tardios, evoluídos e que intrudiram a Suíte Tromaí entre 2056 e 2076 Ma (Klein et al. 2008b). Rochas vulcânicas não metamorfizadas, predominantemente ácidas, incluindo tufos, se depositaram sobre as rochas da Suíte Tromaí entre 2164 e 2160 Ma e em 2068 Ma (Klein et al. 2009a). As mais antigas, reunidas na Unidade Vulcânica Serra do Jacaré e na Formação Rio Diamante, têm características de arco transicional a margem continental ativa, respectivamente. As mais jovens, representadas pela Unidade Vulcânica Rosilha, estão associadas a evento tardio que gerou o Gra-

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Tabela 1 – Dados econômicos dos depósitos auríferos do Cráton São Luís e do Cinturão Gurupi.

Tabela 2 – Reservas não oficiais de fosfatos aluminosos em depósitos do Cráton São Luís e Cinturão Gurupi.

nito Negra Velha (Klein et al. 2008a, 2009a). O Cráton São Luís é interpretado como sendo parte de um orógeno maior com evolução no Riaciano, entre 2240 e 2050 Ma (Fig. 2). As sequências supracrustais e os granitóides cálcico-alcalinos são relacionados a uma fase acrescionária a transicional da orogenia, os granitóides peralumino-

sos à fase colisional e os granitóides evoluídos e as rochas vulcânicas mais jovens, a fases tardi- a pós-orogênicas (Klein et al. 2008b, 2009a). Há, ainda, fortes evidências geológicas e geocronológicas de que o Cráton São Luís faça parte de uma unidade geotectônica muito maior, o Cráton Oeste Africano. O desmembramento ocorreu por ocasião da quebra continental do Mesozóico que gerou América do Sul e África (Hurley et al. 1967, Klein & Moura 2008 e suas referências). O Cinturão Gurupi é um orógeno neoproterozóico de orientação NNW-SSE desenvolvido na borda sul-sudoeste do Cráton São Luís (Figs. 1A e 3). A maioria dos conjuntos litológicos do cinturão forma corpos alongados paralelos à sua maior dimensão, orientação também da maioria das grandes estruturas que afetam as unidades rochosas. Litologicamente, o Cinturão Gurupi é composto por complexos metamórficos, seqüências metassedimentares e metavulcanossedimentares, e diversas gerações de rochas plutônicas de composição e idades variadas (Klein et al. 2005c, Klein & Lopes 2010). Participam da assembléia de embasamento pequenos corpos de metatonalito e anfibolito arqueanos (Metatonalito Igarapé Grande, de 2594 ± 3 Ma, anfibolito de 2695 Ma) e gnaisses foliados

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Figura 1 – (A) Localização do Cráton São Luís e do Cinturão Gurupi. (B) Mapa geológico simplificado do Cráton São Luís com localização dos principais depósitos e ocorrências minerais (Modificado de Klein et al. 2008a).

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Figura 2 – Esquema evolutivo mostrando as principais características das fases evolutivas da orogenia paleoproterozóica, com respectivas idades e unidades litoestratigráficas representativas. Refere-se às unidades do Cráton São Luís, da borda cratônica retrabalhada no Neoproterozóico e de unidades do embasamento do Cinturão Gurupi. M: metamorfismo, m: mineralização. e bandados (Complexo Itapeva, de 2167 ± 3 Ma), provavelmente alóctones. Granitóides cálcio-alcalinos (Suíte Intrusiva Tromaí e Granito Cantão) e as rochas supracrustais da Formação Chega Tudo, todos com idade entre 2168 e 2148 Ma, representam fragmentos retrabalhados da borda do Cráton São Luís e tem sua evolução ligada à fase orogênica acrescionária descrita acima para a área cratônica. A Formação Chega Tudo possui natureza metavulcanossedimentar, apresenta metamorfismo que atingiu no máximo a transição entre as fácies xisto verde e anfibolito, e suas rochas vulcânicas ácidas e básicas possuem características geoquímicas que indicam ambiente de arcos de ilhas (Klein & Lopes 2010). Vários corpos de granitos peraluminosos e de granitos alcalinos intrudiram entre 2100-2060 Ma e representam a fase colisional a tardi/pós-orogênica, respectivamente, da orogenia paleoproterozóica do Cráton São Luís. (Pastana 1995, Costa 2000, Palheta 2001, Yamaguti & Villas 2003, Klein et al. 2005c, Klein & Lopes 2010). Esse período serve também como inferência para a idade do metamorfismo paleoproterozóico (Klein et al. 2005c). A Formação Igarapé de Areia, clástica, de idade inferior a 2100 Ma tem contexto tectônico ainda duvidoso, tendo sido interpretada como bacia de margem passiva (Teixeira et al. 2007), o que não parece consistente com sua associação íntima com a Formação Chega Tudo, de ambiente orogênico (Klein & Lopes 2010). Esse fragmento continental paleoproterozóico serviu de plataforma estável para uma bacia marginal, possivel margem passiva que evoluiu para

margem ativa. O Grupo Gurupi, de natureza sedimentar clástica, representaria a unidade marginal (Costa 2000, Klein & Lopes 2010). A idade do Grupo Gurupi é incerta, mas dados de isótopos de Nd em xistos indicam que a unidade seja mais jovem do que 1140 Ma (Soares 2009, Klein & Lopes 2010). A litogênese neoproterozóica conhecida até o presente está limitada a três corpos plutônicos restritos (Figs. 3 e 4). O Nefelina Sienito Boca Nova provavelmente representa uma intrusão pré-orogênica de 732 ± 7 Ma ligada a evento extensional do início do Neoproterozóico (Klein et al. 2005c). O Metamicrotonalito Caramujim intrudiu em 624 ± 16 Ma (Klein & Lopes 2010) e o granito peraluminoso Ney Peixoto cristalizou em de 549 ± 4 Ma (Palheta 2001). A idade do metamorfismo e deformação das rochas do Cinturão Gurupi também não é clara. Dados isotópicos Rb-Sr em rocha total e K-Ar em minerais mostram idades variáveis entre 466 Ma e 618 Ma (referências primárias em Klein et al. 2005c). Como o Microtonalito Caramujim está metamorfizado (Klein & Lopes 2010) e o Granito Ney Peixoto é considerado um corpo sintectônico, mas não metamorfizado (Villas & Sousa 2007), estimase a idade do metamorfismo entre 624 e 549 Ma. METALOGENIA DO CRÁTON SÃO LUÍS Depósitos orogênicos de ouro Os depósitos auríferos do Cráton São Luís concentram-se no noroeste do Maranhão, no Distrito

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Figura 3 – Mapa geológico simplificado do Cinturão Gurupi com localização dos principais depósitos e ocorrências minerais. Aurífero de Aurizona, próximo à costa atlântica (Fig. 1B). O reconhecimento da presença de ouro no cráton remonta a pelo menos 1612 e Jesuítas estabeleceram garimpos na região em 1678. Garimpagem intermitente perdurou desde então e a atividade empresarial esporádica ocorreu a partir do início do século XIX. Desde essa época são conhecidos jazimentos aluvionares, coluvionares, filoneanos e, possivelmente, placeres praiais (Porto 2006). A maioria dos depósitos conhecidos na região (Tabelas 1 e 3, Fig. 1B) surgiu do detalhamento geológico e de trabalhos exploratórios nas áreas descobertas por garimpagem. Exceção é o depósito Tatajuba, descoberto na última década de 1990 por mapeamento geológico em várias esca-

las, fotointerpretação, geoquímica de solo, geofísica aérea e terrestre e sondagem, também utilizadas no desenvolvimento e detalhamento dos demais depósitos (Porto 2006). A exploração que culminou na descoberta do depósito Piaba iniciou em 1978 (Mach & Clarke 2008). Os recursos de minério primário e oxidado do Distrito Aurífero de Aurizona totalizam 62,3 t de ouro (Tabela 1), das quais 52,63 t são do depósito Piaba, com reserva medida de 15,52 t, e 3,77 t do depósito Tatajuba (Mineração Aurizona S/A 2000, Porto 2006, Mach & Clarke 2008). Reservas aluvionares recuperáveis de pelo menos 3 t foram dimensionadas (Mineração Aurizona S/A 2000) e não há informações sobre a produção histórica do distrito.

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Tabela 3 – Aspectos geológicos e propriedades físico-químicas dos principais depósitos auríferos primários do Cráton São Luís.

Figura 4 – Esquema evolutivo mostrando as principais características das fases evolutivas da orogenia neoproterozóica que ergueu o Cinturão Gurupi. M: metamorfismo, m: mineralização. Dados aerogeofísicos da porção norte-nordeste do Distrito de Aurizona (Fig. 5) mostram domínios magnéticos orientados segundo ENE-WSW. Segundo Mineração Aurizona S/A (2000) a variação da intensidade magnética ao longo desses domínios alongados e quebras nesse padrão linear, como na área do depósito de Piaba, provavelmente resultam de alteração hidrotermal, com destruição dos minerais magnéticos, e por falhas tardi-

as. Feições circulares de baixo gradiente magnético foram interpretadas como centros de alteração hidrotermal e/ou locais de colocação de corpos intrusivos ácidos a intermediários. Os autores relatam que a atividade garimpeira se concentra em locais de alta razão K/Th. No distrito predominam rochas metavulcanossedimentares do Grupo Aurizona, que formam um conjunto alinhado segundo NE-SW que foi intrudi-

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Figura 5 – Localização dos depósitos e ocorrências de ouro e fosfato do Cráton São Luís sobre mapas aerogeofísicos: (A) magnetométrico com relevo sombreado, (B) mapa de composição ternária RGB. Numeração dos depósitos conforme Figura 1B. do por granitóides e coberto por extensa sedimentação costeira fanerozóica. Um grupo menor de ocorrências, em geral pouco conhecidas geologicamente, ocorre de forma esparsa em torno do distrito e onde predominam rochas da Suíte Intrusiva Tromaí (Fig. 1B). Esses conjuntos hospedeiros foram metamorfizados na fácies xisto verde e interpretados como de ambiente de arco de ilha oceânico e suas bacias marginais, formados entre 2240 Ma e 2150 Ma (Klein et al. 2008b, 2009a). O depósito de Piaba (Figs. 1B e 6) tornou-se a primeira mina empresarial no Cráton São Luís e entrou em operação no primeiro semestre de 2010. Embora represente o mais importante jazimento até o momento, alguns de seus atributos geológicos e sua gênese ainda não estão caracterizados. O depósito está hospedado pela Falha Piaba, sinistral e orientada segundo N70°E, com mergulho subvertical. Incluindo suas extensões para leste e oeste, o depósito estende-se por cerca de 2,9 km, com espessura média de 60 m (Mineração Aurizona S/A 2000, Mach & Clarke 2008). As rochas encaixantes do minério (Figs. 6 e 7) pertencem à sequência metavulcano-sedimentar do Grupo Aurizona, de 2240 ± 5 Ma (Klein & Moura 2001). Na área do depósito a sequência inclui xistos e metachert grafitosos, tufos, quartzo-sericita-clorita xistos e rochas máficas e ultramáficas. De acordo com Mineração Aurizona S/A (2000) essa sequência teria sido intrudida e “parcialmente assimilada” (sic) por corpos de granófiro com composição tonalítica a granodiorítica, que são os principais hospedeiros do minério aurífero. Essa rocha, datada por Klein et al. (2008a) tem idade de

2214 ± 3 Ma, o que é compatível com seu suposto caráter intrusivo no Grupo Aurizona. Também segundo Mineração Aurizona S/A (2000) os granófiros foram subdivididos em função do tipo e intensidade da alteração hidrotermal: verde (clorita); cinza (grafita > 5%); cinzento (0,5 a 2% de grafita) e leucogranófiro. Contudo, Mach & Clarke (2008) não fazem referência a esses granófiros. Para esses autores as rochas hospedeiras do minério primário são andesito-basaltos e dioritos gra-

Figura 6 – Seção geológica do depósito de Piaba (modificado de Luna Gold Corp. 2009).

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Figura 7 – Fotografias de testemunhos de sondagens do depósito de Piaba. (A) Granitóide fino cortado por veio de quartzo e com sulfetos disseminados e distribuídos em fraturas. (B) Granitóide rico em grafita disseminada, cortado por brecha quartzosa. (C) Granitóide silicificado com alteração clorítica(?) entre cristais de quartzo. (D) Tufo félsico da porção basal do depósito, cortado por vênulas de quartzo-sulfeto.

fitizados. Ainda, segundo os mesmos autores, o conjunto hospedeiro é limitado ao sul pelo bloco que corresponde ao piso da falha Piaba, sendo esse bloco composto por tufos e sedimentos grafitosos piritizados. A zona mineralizada (Fig. 6) se associa com rochas fortemente alteradas, fraturadas e cortadas por veios de quartzo e se localiza de 10 a 30 m do contato inferior, ou piso da falha. No solo, os teores de ouro correlacionam com elevados teores de Cu e Zn. A alteração hidrotermal inclui cloritização, carbonatação, silicificação, sulfetação e suposta grafitização (Mach & Clarke 2008). Mineração Aurizona S/A (2000) descreve também sericitização e presença localizada de turmalina e ilmenita. Além de ocorrer nas rochas alteradas hidrotermalmente, o ouro possui estreita associação com dois tipos de veios: (1) veios de quartzo leitoso horizontais ou suborizontais, fracamente ferruginizados ou sulfetados (pirita), altamente fraturados, sem halo hidrotermal significativo e comumente com ouro visível; (2) veios com halo de silicificação bem definido e que podem ou não conter um veio de quartzo central. O segundo tipo está geralmente boudinado e com distribuição en echelon (Mach & Clarke 2008). Segundo Mach & Clarke (2008) a formação do depósito Piaba envolveria: (1) deposição de sedimentos tufáceos ricos em grafita, em ambiente anó-

xico raso, (2) rápida deposição de pacotes tufáceos mal selecionados proximais a um conduto vulcânico, (3) dobramento isoclinal e metamorfismo em fácies xisto verde, sendo a deformação acomodada pelo deslizamento das superfícies de acamamento em pacotes andesíticos, com camadas sedimentares mais espessas atuando como blocos mais rígidos, (4) intrusão de diorito e diques aplíticos, (5) tectonismo associado a célula hidrotermal que remobilizaria grafita dos sedimentos do piso da falha e introduziria essa grafita em andesitos ao longo de zona de falha, (6) disseminação de sulfetos, (7) colocação de veios de quartzo auríferos verticais e horizontais e redução dos fluidos mineralizadores por reação com a grafita, (8) colocação de veios auríferos sulfetados e cloríticos sulfetados e (9) remobilização do ouro em zonas de ruptura e ao longo dos contatos dos veios. O perfil laterítico da área do depósito Piaba foi definido como do tipo imaturo (Souza 2001), composto por quartzo, caulinita, hematita, goethita, muscovita e paragonita. O caráter imaturo seria evidenciado pela presença de paragonita e caulinita e ausência de gibbsita. O ouro no perfil supergênico é residual e se dispersou mecanicamente nos horizontes mais superficiais do perfil, a partir dos veios de quartzo auríferos primários. Essa dispersão mecânica teria sido facilitada pela granu-

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lometria grossa das partículas (>50 μm) que teria inibido a sua dissolução por soluções intempéricas. A porção lixiviada dos grãos foi reprecipitada como ouro livre (pepitas) próximo à superfície, na zona colúvio-eluvionar, e como grãos submicroscópicos em frações muito finas (