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Depósitos de ouro orogênicos

Updated: Sep 19, 2021

O termo “depósitos de ouro orogênicos”, também conhecidos como depósitos auríferos em

terrenos metamórficos, foi introduzido por Groves et al. (1998). São os depósitos de ouro

mais comuns, sendo do tipo gold-only e formados durante processos de deformação

compressional e transpressional em margens de placas convergentes em ambientes de

orogenia acrescionária ou colisional (Figura 1). Estão distribuídos dentro de cinturões

metamórficos ao redor do globo e são datados desde o Pré-cambriano, em especial no

Arqueano e Paleoproterozoico, até o Terciário.

(Lobato & Costa 2018, reproduzido de Goldfarb et al.2015)

Figura 1 - Cinturões acrescionários deformados, adjacentes a arcos magmáticos continentais, em regiões de ante-arco e retroarco de margens continentais ativas, assim como ao longo de margens cisalhadas de batólitos de arco. (Lobato & Costa 2018, reproduzido de Goldfarb et al. 2015)


CARACTERÍSTICAS


São depósitos hidrotermais, epigenéticos, sendo a maioria relacionada a grandes sistemas de falha que cortam a crosta, normalmente desenvolvida no máximo algumas centenas de milhões de anos antes. Apresentam uma química consistente e, portanto, mineralogia e assembleia de alteração amplamente idênticas.

Formam-se em diversas faixas de profundidade da crosta, resultado do movimento de fluido hidrotermal em um intervalo sincrônico a posterior à atividade tectônica e ao pico do metamorfismo, em ambientes de faixa de graus metamórficos de pumpellyita-prenhita até zonas inferiores de fácies granulito.


O fluido é de baixa salinidade, próximo a neutro, enriquecido em água-gás carbônico + metano, sendo o ouro transportado em complexos redutores de enxofre.

As rochas hospedeiras são predominantemente metavulcânicas máficas a ultramáficas, sequências de metaturbiditos e metagrauvacas e formações ferríferas bandadas vulcanogênicas. O grau metamórfico e a fáceis metamórfica varia em função do nível crustal (Figura 2).


Mineralogicamente, caracteriza-se por diversas feições em que dominam sistemas de veios de quartzo com baixo volume de sulfetação e com variações de 5 a 15% de carbonatos, podendo conter albita, mica branca, clorita, scheelita e turmalina nos domínios da fácies xisto verde, ou anfibólios, diopsídio, biotitas, turmalina e granadas nos domínios da fácies anfibolito.

As associações metalogenéticas comuns são Au – Ag + As + B + Bi + Sb + Te + W.·.


CLASSIFICAÇÃO


Groves et al. (1998) classificou os depósitos de ouro orogênico de acordo com as condições de formação.

a) Epizonal, quando formados em profundidade acima de 6,0 Km e temperaturas entre 150ºC e 300ºC

b) Mesozonal, se formado em faixa de profundidade entre 6,0 e 12,0 Km, e temperaturas de 300ºC a 470ºC.

c) Hipozonal se o depósito se formar em profundidades acima de 12 km e temperaturas acima de 475ºC (Figura 2)


Groves et al. (2005).

Figura 2- Depósitos orogênicos formam-se em várias profundidades, durante mudanças orogênicas tardias de regimes compressional para transpressional ou transtensional. A maioria forma-se nas fácies xisto verde ou nas fronteiras xisto verde-anfibolito de fluidos aquoso-carbônicos com alto δ18O. Groves et al. (2005).


FONTE DE FLUIDOS E METAIS


Sendo os depósitos de ouro orogênico um tipo específico, considerar-se-ia a sua deposição através de um fluido hidrotermal semelhante à fonte. No entanto, no caso do ouro orogênico, existem dois principais fatores que levam a uma grande variabilidade entre as interpretações de diferentes estudos. Primeiro, os depósitos formam-se em profundidades crustais muito variadas (Figura 2), e não há depósitos gigantes com menos de cerca de 50 Ma, relativizando-se todas as evidências da fonte de fluido.


De forma geral, entende-se a origem dos fluidos no sistema Au-orogênico a partir de reações metamórficas de desidratação de minerais metamórficas em um ambiente colisional. O metamorfismo progressivo promove a liberação de água desses minerais o que gera um fluido hidrotermal que percola pelo pacote rochoso lixiviando ouro e outros minerais que serão precipitados nos ambientes geológicos favoráveis. Ressalta-se que análises químicas sugerem, em alguns casos, a influência de contribuição ígnea nos fluidos de alguns depósitos.


DEPÓSITOS OROGÊNICOS AO LONGO DO TEMPO GEOLÓGICO


O padrão das idades dos depósitos ao longo do tempo geológico não é aleatório: ele está correlacionado com os eventos térmicos associados ao crescimento de uma nova crosta continental (Figuras 3 e 4). A migração de fluidos em grande escala ao longo das principais estruturas profundas está presente na maioria das orogenias em que temperaturas crustais moderada a alta (>=400ºC até 500ºC) são atingidas.


Groves et al. (2005).

Figura 3 - Depósitos vs. períodos de crescimento da crosta. A. Principais províncias de ouro orogênicas. B. Evolução temporal do crescimento da crosta continental. O eixo y mostra o crescimento crustal relativo. As anotações 50% e 25% referem-se a percentagens aproximadas. Groves et al. (2005).


Os minerais de sulfeto singenético disseminados nesta nova crosta, comum em greenstones e sequências marinho-sedimentares, liberará parcialmente o enxofre no fluido hidrotermal. Ao migrar através das redes de fratura, à medida que se aproximam das principais zonas de falha, será capaz de transportar uma quantidade significativa de ouro lixiviável. Este ouro é eventualmente depositado em sistemas de falha secundária e terciária, adjacente à falha principal em níveis crustais mais rasos. Um ambiente possível de precipitação do ouro é o contato de rochas reativas (ex.: formações ferríferas, rochas vulcanossedimentares, rochas máfico-ultramáficas) com rochas impermeáveis ou pouco reativas (ex.: filitos carbonosos).



Figura 4 - Distribuição da crosta de idades determinadas e os depósitos de ouro orogênicos significativos hospedados nelas. a) Africa/ Europa. b) Austrália/ Nova Zelândia/ Índia/ Ásia e c) América do Norte/ América do Sul. (Goldfarb et al. 2001)


Os depósitos de ouro orogênico economicamente significativos mais antigos são aqueles dos greenstone belts arqueanos. Uma grande parte do recurso global de ouro foi formada entre 2,8 e 2,55 Ga., incluindo províncias de ouro de classe mundial no cráton de Yilgarn, província Superior, cinturão de xisto de Kolar, cráton do Zimbábue, cráton Slave, cráton de São Francisco e cráton da Tanzânia (Figuras 5 e 6).


Um terceiro episódio pré-cambriano de formação foi concentrado entre 2,1 e 1,8 Ga., e incluiu a deposição de minérios importantes no cráton da África Ocidental, no cráton Amazônico e no orógeno Trans-Hudson. Recursos menos significativos foram formados ao mesmo tempo no greenstone belt Rio Itapicuru/ cráton ocidental do Congo, greenstone belt Flin Flon, província de Svevofennian, cinturão móvel de Ketalidian, bacia de Transvaal e cráton do Norte da Austrália (Figuras 5 e 6).

Figura 5 - Produção de ouro vs. idade de formação dos veios de ouro para depósitos de ouro orogênico pré-cambriano. Há grandes incertezas nos valores de produção de ouro do cinturão de greenstone de Kolar e do Escudo Arábico-Núbio. A idade dos minérios do sudoeste da Sibéria é muito incerta e pode ser de 200 milhões de anos mais jovem. Goldfarb et al. (2001).


Poucos recursos de ouro significativos são registrados para o período de 1,8–0,6 Ga. Alguns dos depósitos de ouro pan-africanos mais antigos, incluindo aqueles explorados pelos antigos egípcios, formaram-se no último Neoproterozoico (Figuras 5 e 6).

Figura 6 - Principais províncias orogênicas de ouro pré-cambrianas.Também é mostrada a distribuição de cinturões colisionais mesoproterozoicos pobres em ouro associados à formação de Rodínia. Estes evoluíram à medida que as placas tectônicas mudaram para um estilo de crescimento continental mais contínuo e moderno. A crosta resultante foi adicionada aos continentes como cinturões estreitos ao longo das margens, ao invés de blocos cratônicos mais massivos preservados de eventos de crescimento arqueano e paleoproterozoico. Esses cinturões estreitos foram mais facilmente retrabalhados durante as colisões subsequentes e, portanto, são agora caracterizados por exposições de crosta profunda que estavam abaixo das profundidades favoráveis ​​ao ouro. Goldfarb et al. (2001).


Depósitos orogênicos de ouro formaram-se ao longo das margens continentais ativas em todo o Fanerozoico. Eles evoluíram ao longo da margem sul do Gondwana e do lado norte do paleo-oceano Tethys, durante o Paleozoico, e dentro dos terrenos do Pacífico no Mesozoico-Terciário (Figuras 7 e 8). Os sistemas de ouro orogênico do Cretáceo-médio e de idades mais antigas são tipicamente parcialmente erodidos e reconcentrados em placers economicamente significativos.


Figura 7 - Produção de ouro vs. idade de formação de veios de ouro para depósitos de ouro orogênico Fanerozoico. A idade mais confiável de mineralização de ouro é escolhida com base nas informações publicadas disponíveis sobre o tempo de outros eventos tectônicos no orógeno apropriado. Goldfarb et al. (2001).



Figura 8 - A distribuição das principais províncias de ouro do Paleozoico na reconstrução global de 356-Ma de Scotese (1997). No Paleozoico médio, importantes minérios de ouro formados no norte da África, Brasil e Norte da Austrália foram isolados em áreas cratônicas estáveis. Durante o período Ordoviciano- Devoniano, os minérios de ouro provavelmente se formaram ao longo de grande parte do comprimento da margem ativa do Gondwana. Uma série complexa de eventos de subducção e colisão na paleo-bacia do Tethys ao longo do Paleozoico resultou em veios de ouro orogênicos agora reconhecidos nos Montes Urais e em toda a Ásia central atual. Goldfarb et al. (2001).



Não há províncias expostas e economicamente significativas de depósitos de ouro orogênico com menos de 50 milhões de anos. Esses sistemas Cenozoicos, normalmente formados nas regiões crustais médias, ainda estão sendo gradualmente removidos em áreas de tectonismo contínuo.


Depósitos de ouro pós-paleoproterozoico formaram-se em faixas longas e estreitas de crosta juvenil adicionadas às margens dos blocos cratônicos mais antigos. O mais antigo desses cinturões móveis, incluindo aqueles do supercontinente Rodínia, foi retrabalhado para expor os níveis crustais profundos, que estão abaixo das zonas favoráveis ​​ao ouro. Os cinturões móveis da idade fanerozoica, no entanto, normalmente contêm importantes depósitos de ouro em xisto verde e rochas de fácies metamórficas de grau ligeiramente inferior ou superior.


O padrão de distribuição semelhante de minérios de ouro orogênicos ao longo do tempo sugere que reservatórios de fluido e metal favoráveis ocorrem dentro da crosta continental de primeira geração. Fases minerais contendo água, enxofre e ouro de rochas sedimentares oceânicas e greenstones adicionadas às massas cratônicas provavelmente foram recicladas em eventos de escala crustal regional, que tem os fluxos impulsionados por gradientes de pressão ao longo das principais zonas de cisalhamento e falhas de empuxo para formarem depósitos de ouro orogênicos.


MINAS GERAIS E O QUADRILÁTERO FERRÍFERO


Minas Gerais é um dos principais produtores de ouro do Brasil (Lobato & Costa, 2018), prevalecendo os depósitos do tipo orogênico. A maioria localiza-se na região do Quadrilátero Ferrífero, localizado na extremidade sudeste do Cráton do São Francisco. Historicamente, o Quadrilátero Ferrífero é responsável por cerca de 40% (>1000 t) do ouro produzido no Brasil e seus maiores e mais significativos depósitos encontram-se na base do greenstone belt Rio das Velhas, incluindo os de classe mundial como Morro Velho (desativada) e Cuiabá.


REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS

Goldfarb, R.J., Groves, D.I., and Gardoll, S., 2001a, Orogenic gold and geologic time: A global synthesis: Ore Geology Reviews, v. 18, p. 1–75.


——2001b, Rotund versus skinny orogens: Well-nourished or malnourished gold?: Geology, v. 29, p. 539–542.


Goldfarb, R.J., Groves, D.I., 2015. Orogenic gold: Common or evolving fluid and metal sources through time. Lithos 232, 2–26.


Groves, D.I., Goldfarb, R.J., Gebre-Mariam, M., Hagemann, S.G., and Robert, F., 1998, Orogenic gold deposits—a proposed classification in the context of their crustal distribution and relationship to other gold deposit types: Ore Geology Reviews, v. 13, p. 7–27.


Groves, D.I., Goldfarb, R.J., Robert, F., and Hart, C.J.R., 2003, Gold deposits in metamorphic belts: Overview of current understanding, outstanding problems, future research, and exploration significance: ECONOMIC GEOLOGY, v. 98, p. 1–29.


Groves D.I., Condie K.C., Goldfarb R.J., Hronsky J.M.A., Vielreicher R.M. 2005. 100th Anniversary Special Paper: Secular changes in global tectonic processes and their influence on the temporal distribution of gold-bearing mineral deposits. Economic Geology, 100(2):203–224. doi: 10.2113/gsecongeo.100.2.203


Lobato, L. M., Costa, M. A. 2018. Ouro. Recursos Minerais de Minas Gerais On Line: síntese do conhecimento sobre as riquezas minerais, história geológica, e meio ambiente e mineração de Minas Gerais. CODEMGE. V. I.


Autora: Gabriela Velloso

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