O sistema isotópico Pb-Pb resulta do decaimento radioativo do U e Th, dando origem a Pb radiogênico (Faure, 1986). Este método é amplamente usado no estudo de mineralizações para obtenção da idade de mineralizações e na caracterização da fonte dos fluidos hidrotermais. As idades Pb-Pb podem ser isocrônicas ou idades-modelo baseadas em curvas de evolução isotópica de Pb. Idade Modelo representa o tempo no qual a fase mineral possui a mesma composição isotópica do reservatório do qual o Pb foi extraído. Neste trabalho será usado o modelo de duplo estágio de Stacey & Kramers (1975) que considera a evolução isotópica do Pb em dois estágios. O primeiro estágio inicia-se para t = 4.57 Ga, com razões isotópicas primordiais obtidas através do meteorito de Canyon Diablo e µ = 7.2 e, o segundo estágio para um tempo t = 3.7 Ga com µ = 9.7, época em que a Terra sofreu importante processo de diferenciação geoquímica. Os isótopos de Pb, quando utilizados para a caracterização da fonte de fluidos hidrotermais ou de magmas, são comparados em diagrama Pb-Pb com curvas de evolução isotópica de Pb através do tempo geológico estabelecidas para determinados reservatórios geoquímicos da Terra. Como tal, são utilizadas as curvas de evolução isotópica de Pb estabelecidas pelo modelo de Plumbotectônica de Zartman & Doe (1981), que consiste em um modelo matemático com curvas de evolução isotópica de Pb para quatro possíveis reservatórios-fonte: manto, crosta continental superior, crosta continental inferior e ambiente orogênico, sendo este último caracterizado pela mistura das demais fontes. O modelo é aqui usado para demonstrar como evoluiu a composição isotópica de Pb e quais os reservatórios fonte dos fluidos hidrotermais.
Para a obtenção de idades isocrônicas Pb-Pb pode ser utilizada a técnica de lixiviação por etapas de Frei & Kamber (1995), que consiste no ataque por etapas com ácidos de diferentes normalidades que permite a liberação do Pb localizado na estrutura do mineral (neste caso pirita e bertierita). O Pb inicial aprisionado é comum e com o decaimento do U vai-se aprisionando Pb radiogênico, este último localizado nas zonas estruturais danificadas. No final do ataque ácido obtém-se a composição de Pb mais primário que estaria nas zonas estruturais menos afetadas. Segundo Frei & Kamber (1995), a distribuição linear dos pontos no diagrama 206
Pb/204Pb vs. 207Pb/204Pb e 206Pb/204Pb vs. 208Pb/204Pb mostra que a composição isotópica inicial era homogênea e que o mesmo não foi afetado por distúrbios que levassem à abertura do sistema isotópico U-Th-Pb. O não alinhamento dos pontos no diagrama 206Pb/204Pb vs. 208
Pb/204Pb não invalida a idade207Pb/206Pb. O não alinhamento dos pontos em ambos os diagramas revela abertura do sistema.
As vulcanoclásticas hospedeiras da mineralização EA apresentam composições isotópicas de Pb com razões de 206Pb/204Pb, 207Pb/204Pb e 208Pb/204Pb que variam de 13.758 a 26.328, 14.677 a 16.653 e 33.433 a 45.684, respectivamente. As vulcanoclásticas fortemente
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mineralizadas e alteradas hidrotermalmente (subconjunto FAM) apresentam as composições menos radiogênicas: 206Pb/204Pb entre 13.758 e 16.038, 207Pb/204Pb entre 14.677 e 15.076 e 208Pb/204Pb entre 33.433 e 35.849 (Tabela 6.1). As rochas menos alteradas (subconjunto V1 e V2) são mais radiogênicas e apresentam maior amplitude de variação. Isto sugere que pode ter ocorrido homogeneização isotópica parcial entre os fluidos hidrotermais e as rochas encaixantes, tornando as composições isotópicas de Pb das rochas fortemente alteradas mais próximas das composições isotópicas obtidas para os sulfetos.
Os pontos analíticos relativos ao conjunto de amostras V1 & V2 e MA projetados no diagrama 206Pb/204Pb vs. 207Pb/204Pb, mostram um arranjo linear situado próximo a retas com inclinação relativa de idade 2100 ± 390 Ma e 2357 ± 160, respectivamente. Os pontos analíticos Pb-Pb relativos ao conjunto de amostras FAM, com forte alteração hidrotermal, definem uma reta com inclinação relativa a idade de 2645 ± 250 Ma (Figura 6.1), muito próxima do evento mineralizador em torno de 2.6 Ga, pelo que nestas rochas a interação fluido-rocha deve ter sido suficiente para provocar homogeneização isotópica entre o fluido mineralizador e a rocha hospedeira.
O filito carbonoso apresenta a composição isotópica de Pb mais radiogênica que todas as rochas analisadas, com valores das razões 206Pb/204Pb, 207Pb/204Pb e 208Pb/204Pb variando de 25.248 a 26.162, 16.553 a 16.936 e 46.376 a 48.187, respectivamente (Tabela 6.1). Estes valores são normais e compatíveis com os valores U/Pb das rochas sedimentares que possuem, em regra, razões U/Pb mais elevadas do que as rochas de origem vulcânica (Faure, 1986).
Figura 6.1. Diagrama isocrônico206Pb/204Pb vs. 207Pb/204Pb para as rochas fortemente alteradas e mineralizadas (conjunto FAM).
6 – Geologia Isotópica
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As razões isotópicas de Pb determinadas para os sulfetos constam na Tabela 6.2. Foram analisadas 16 amostras de concentrados de sulfetos, 5 de bertieritas e 11 de piritas, representativas das diferentes gerações identificadas petrograficamente.
Amostra Mineral 206 Pb/204 Pb 2σ 207 Pb/204 Pb 2σ 208 Pb/204 Pb 2σ EA-10B V1 17.244 0.003 15.223 0.003 36.384 0.003 EA-11 V1 16.774 0.003 15.200 0.003 36.166 0.003 EA-12 V1 22.286 0.004 15.869 0.005 42.702 0.005 EA-17 V1 21.746 0.004 15.762 0.004 39.248 0.004 EA-20 V1 17.671 0.005 15.361 0.005 36.880 0.005 EA-23 V1 16.279 0.004 15.109 0.004 35.599 0.004 EA-33 V1 19.481 0.004 15.706 0.004 38.806 0.004 EA-34 V1 18.811 0.004 15.554 0.003 38.463 0.004 EA-76 V2 15.851 0.013 15.068 0.013 35.532 0.013 EA-19 V1-MA 20.758 0.004 15.671 0.005 40.205 0.005 EA-45 V1-MA 21.234 0.037 15.784 0.04 41.757 0.047 EA-36 V1-MA 15.072 0.003 14.966 0.003 34.859 0.003 EA-53 V1-MA 15.741 0.006 14.949 0.006 34.826 0.006 EA-44 V1-MA 26.328 0.084 16.653 0.083 45.684 0.087 EA-79 V1-MA 18.936 0.024 15.411 0.024 38.050 0.026 EA-35 V2-MA 17.594 0.003 15.270 0.003 37.408 0.003 EA-38 V2-MA 15.751 0.004 15.072 0.005 35.302 0.006 EA-71 V2-MA 16.309 0.002 15.154 0.002 35.315 0.002 EA-26 V2-MA 23.492 0.036 16.217 0.036 41.117 0.036 EA-2 V1-FAM 15.031 0.003 14.951 0.003 34.396 0.001 EA-16 V1-FAM 15.517 0.003 14.969 0.003 35.390 0.004 EA-55 V1-FAM 15.263 0.003 15.002 0.003 34.559 0.004 EA-72 V1-FAM 14.017 0.002 14.749 0.002 33.665 0.002 EA-74 V1-FAM 13.772 0.003 14.677 0.003 33.433 0.004 EA-83 V1-FAM 13.836 0.003 14.706 0.003 33.470 0.003 EA-86 V1-FAM 13.758 0.003 14.695 0.004 33.443 0.004 EA-95 V1-FAM 16.038 0.003 15.076 0.002 35.849 0.002 EA-75 V2-FAM 14.830 0.003 14.909 0.003 34.180 0.004 EA-85 V2-FAM 14.803 0.004 14.909 0.005 34.326 0.005 EA-27 Fc 26.162 0.029 16.936 0.030 48.187 0.034 EA-77 Fc 25.248 0.036 16.553 0.038 46.376 0.037
Tabela 6.1. Resultados isotópicos de Pb para as rochas vulcanoclásticas e filito carbonoso.
As razões isotópicas de 206Pb/204Pb, 207Pb/204Pb e 208Pb/204Pb variam de 13.689 a 21.017, 14.674 a 16.266 e 33.303 a 37.596, respectivamente. As razões mais radiogênicas foram determinadas para a pirita 0, encaixada nos filitos carbonosos, com 21.017, 16.266 e 37.596, pela mesma ordem. As restantes gerações de sulfetos demonstram razões isotópicas de Pb similares com valores medianos de 206Pb/204Pb, 207Pb/204Pb e 208Pb/204Pb de 13.767, 14.754 e 33.547 (geração I) e 13.744, 14.680 e 33.404 (geração II), pela mesma ordem. Foram analisadas duas amostras pelo método de lixiviação (EA-86 Py e EA-86 Brt). O ataque sucessivo com ácidos mais fortes provocou, como seria esperado, um aumento das razões isotópicas de Pb a cada etapa, com recuperação final do Pb menos radiogênico ou mais primitivo. Note-se porém, que para a EA-86 Py, o lixiviado L1 apresentou composição um pouco
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mais radiogênica que o total da amostra, pelo que alguma quantidade de Pb radiogênico deve ter sido removida no L1, uma vez que HBr + HCl é mais eficaz que o uso de apenas HBr ou HCl. Amostra Mineral 206Pb/204Pb 2σ 207Pb/204Pb 2σ 208Pb/204Pb 2σ µ EA-27 Py 0 21.017 0.004 16.266 0.005 37.596 0.005 12.0 EA-24 Py I 15.286 0.011 15.062 0.015 35.052 0.019 8.6 EA-49 Py I 14.230 0.070 14.863 0.074 33.911 0.074 9.1 EA-58 Py I 14.055 0.007 14.829 0.007 33.789 0.008 9.4 EA-73 Py I 13.758 0.003 14.698 0.004 33.399 0.005 9.1 EA-82 Py I 14.589 0.004 14.880 0.005 34.157 0.005 8.3 EA-83 Py I 13.692 0.003 14.674 0.004 33.303 0.005 9.2 EA-86 T Py I 13.695 0.009 14.674 0.009 33.311 0.009 9.1 EA-86 L1 Py I 13.798 0.007 14.798 0.011 33.692 0.014 10.3 EA-86 L2 Py I 13.739 0.003 14.709 0.003 33.422 0.003 9.4 EA-86 L3 Py I 13.739 0.004 14.713 0.006 33.432 0.008 9.4 EA-86 L4 Py I 13.753 0.004 14.743 0.006 33.519 0.007 9.8 EA-86 L5 Py I 13.702 0.006 14.716 0.007 33.435 0.010 9.7 EA-88 Py I 14.155 0.006 14.752 0.006 33.565 0.007 8.2 EA-89 Py I 14.055 0.024 14.832 0.034 33.804 0.044 9.4 EA-72 Py II 13.689 0.003 14.677 0.003 33.374 0.003 9.2 EA-73 Brt I 14.687 0.003 14.895 0.003 33.994 0.004 8.3 EA-85 Brt I 14.270 0.028 14.834 0.029 33.858 0.029 8.7 EA-86 T Brt I 13.776 0.079 14.757 0.078 33.538 0.078 9.9 EA-86 L1 Brt I 13.734 0.004 14.714 0.005 33.433 0.006 9.5 EA-86 L2 Brt I 13.758 0.006 14.755 0.009 33.556 0.012 9.9 EA-86 L3 Brt I 13.725 0.003 14.706 0.004 33.408 0.004 9.4 EA-72 Brt II 13.910 0.005 14.716 0.006 33.520 0.007 8.7 EA-74 Brt II 13.744 0.061 14.68 0.061 33.404 0.066 9.0
Tabela 6.2. Resultados isotópicos de Pb para as diferentes gerações de pirita e bertierita.
A projeção dos pontos analíticos relativos às amostras de pirita e bertierita no diagrama isocrônico 206Pb/204Pb vs. 207Pb/204Pb, produz uma reta com inclinação relativa à idade de 2936 ± 84 Ma e 2902 ± 630, respectivamente (Figura 6.2A e B). Considerando em conjunto as amostras de pirita e bertierita, obtém-se uma reta de idade 2938 ± 73 Ma (Figura 6.2C). O elevado valor de MSWD deve-se aos baixos desvios analíticos e à não colinearidade dos pontos. A idade aproximada de 2.9 Ga pode ser interpretada como a idade da rocha fonte do Pb que foi incorporado nos sulfetos, sendo que as rochas encaixantes não devem ser a única e principal fonte de Pb. A análise de zircões herdados das rochas vulcanoclásticas do Rio das Velhas realizada por Noce et al. (2005) mostrou idades entre 2.87 e 3.44 Ga. Outros trabalhos também sugerem a existência de crosta siálica antiga na região do QF como a presença de zircões herdados e os valores de
ε
Nd nos gnaisses TTG. Deste modo, a idade de 2938 ± 73 Ma pode ter significado geológico estando correlacionada ao evento metamórfico-magmático Belo Horizonte de 2.9-2.8 Ga, definido por Schrank & Machado (1996b). A projeção dos dados analíticos obtidos pela técnica de lixiviação por etapas não produziu um arranjo linear sugerindo abertura do sistema isotópico U-Th-Pb produzida por evento geológico posterior.6 – Geologia Isotópica
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Nos diagramas Pb-Pb das Figuras 6.2A e 6.2B, as retas definidas pelos pontos analíticos interceptam a curva de evolução isotópica de Pb do modelo Stacey & Kramers (1995; SK) em 2686 Ma (pirita) e 2698 Ma (bertierita). Estas são concordantes com a idade U-Pb em monazita de 2672 ± 14 Ma de Lobato et al. (2007), obtida na mineralização da mina Cuiabá e Morro Velho. Juntando os pontos analíticos da pirita com os da bertierita, obtém-se uma recta que intercepta a curva SK em 2692 Ma (Figura 6.2C). As idades modelo SK calculadas para a pirita e bertierita são muito próximas, pelo que este comportamento sugere que estes sulfetos incorporaram, em épocas próximas, Pb proveniente das mesmas fontes. Os interceptos nas idades de 628 Ma e 519 Ma para pirita e bertierita respectivamente, sugerem a actuação de um evento geológico superimposto que afetou a mineralização durante o Neoproterozóico (Figura 6.2). O fato da pirita 0 (do filito carbonoso) se encontrar próxima desse intercepto superior, reforça a hipótese de reabertura do sistema por um evento no ciclo Brasiliano.
Figura 6.2. Diagrama isocrônico206Pb/204Pb vs. 207Pb/204Pb para a (A) pirita, (B) bertierita e (C) pirita + bertierita. A curva a azul corresponde ao modelo de evolução do Pb de Stacey & Kramers (1975).
SK: 2686 Ma A SK: 628 Ma SK: 2698 Ma B SK: 2692 Ma C
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Os dados isotópicos de Pb foram lançados no diagrama uranogênico 206Pb/204Pb vs. 207Pb/204Pb, com as curvas de evolução isotópica de Pb estabelecidas pelo modelo da Plumbotectônica de Zartman & Zoe (1981) como referência. Foram obtidos trends oblíquos, situados em campos distintos, sugerindo fontes heterogêneas de Pb, com características geoquímicas de crosta continental superior e inferior e, também, do manto. Este comportamento é típico de fluidos derivados de sequências vulcanossedimentares (Figura 6.3A e B). Os valores de µ calculados situam-se entre 8.2 e 12 (Tabela 6.2) indicando o predomínio de rochas da crosta continental superior como fonte dos fluidos mineralizadores. Cabe ressaltar que o ponto relativo à pirita 0, de composição significativamente mais radiogênica do que os demais sulfetos, situa-se acima da curva da crosta continental superior e em posição compatível com idades mais jovens. Esta pirita seria arqueana e durante a orogenia Brasiliana terá tido o seu sistema aberto incorporando Pb derivado dos filitos carbonosos e tornando-se claramente mais radiogênica.
Figura 6.3. Diagrama da Plumbotectônica de Zartman & Zoe (1981), para os sulfetos de EA, com as curvas de
evolução isotópica do Pb representadas por círculos (crosta continental superior), triângulos (manto), quadrados (orógeno) e traços (crosta continental inferior). O diagrama (B) corresponde à ampliação do diagrama A.
No mesmo diagrama foram também projetadas as composições isotópicas de Pb de gnáisses, granulitos, granitóides e feldspatos (Complexo Campo Belo), obtido por Teixeira et al. (1996), assim como feldspatos (Complexo Belo Horizonte, Granito Morro da Pedra) obtidos por Noce (1995; Figuras 6.4A e B). A composição isotópica de Pb dos feldspatos, uma vez que este mineral possui baixa relação U/Pb, é muito próxima da composição isotópica inicial de Pb dos granitóides. Sendo que estes se situam na mesma linha de evolução isotópica dos sulfetos, reforça a possibilidade das idades próximas a 2.94 Ga (dos sulfetos) representarem a idade das rochas fontes de Pb (neste caso dos granitóides) incorporado na estrutura cristalina dos sulfetos. Estes resultados estão em concordância com a idade de cristalização dos granitóides de 2904 ± 56 Ma (pelo método Rb-Sr). Por sua vez, a idade Pb-Pb de 2650 ± 59 Ma
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interpretada por Teixeira et al. (1996) como distúrbio do sistema muito tempo após a cristalização destas rochas, poderá estar relacionada com os processos de circulação hidrotermal que afetou esta parte do Craton de São Francisco no final do Arqueano.
Figura 6.4. Diagrama da Plumbotectônica de Zartman & Zoe (1981), para os sulfetos de EA, com as curvas de
evolução isotópica do Pb representadas por círculos (crosta continental superior), triângulos (manto), quadrados (orógeno) e traços (crosta continental inferior). O diagrama (B) corresponde à ampliação do diagrama A.