A Província de Carajás, localizada no Cráton Amazônico, possui vanos depósitos cuproauríferos que merecem atenção devido ao seu conteúdo elevado de magnetita hidrotermal e altos teores de ETR, P, Ni, Co, Pd e U, semelhantes aos dos depósitos de óxido de ferro-cobre-o uro (lOCG). O depósito Jatobá é parte de um conjunto de depósitos 10CG reconhecidos no Cinturão Sul do Cobre em Carajás. Estes depósitos, que incluem Sossego, Cristalino, Alvo 118, Bacaba, Castanha, Bacurim, Visconde e outros, estão localizados em estruturas subsidiárias na Zona de Cisalhamento Canaã de direção E-W e WNW-ESE. As rochas hospedeiras do depósito Jatobá compreendem metadiabásio, metabasalto amigdaloidal, brechas metavolcaniclásticas félsicas, metalapilli tufos máficos e metariodacito porfirítico (LA-ICP-MS U-Pb em zircão, 2.700 ± 16 Ma, MSWD = 22), do Grupo Grão Pará, atribuídos ao Supergrupo Itacaiúnas. As rochas hospedeiras menos alteradas derivadas de protólitos máficos registram paragênese de fácies xisto verde inferior (albita-actinolita I). Em todos os litotipos, a intensa e pervasiva alteração hidrotermal foi prév ia, sin -tectônica e tardia em relação ao desenvolvimento da zona de cisalhamento Canaã. A alteração hidrotermal precoce abrange silicificação, alteração sódica (albita I, scapolita I), sódica-cálcica (ferro-pargasita) e potássica (biotita I, turmalina, CI-apatita I, Ce-allanita I). Os porfiroclastos de albita (I) e escapolita (I) são amendoados e apresentam sombra de pressão nas rochas miloníticas, indicando a sua blastese anterior ao des envolvimento da zona de cisalhamento. Os principais estágios de alteração hidrotermal sin-tectônica compreendem alteração sódicocálcica (escapolita II), cálcico (actinolita II, Cl-apatita II, Ce-allanita II, quartzo) e potássica (CI-Khastingsita I, biotita II, quartz, Co-rnagnetita IV, Cl-apatita III, Ce -allanita III) controlada pela foliação milonítica. Veios com magnetita (III) e corpos de magnetita maciça (IV) representam envelopes proximais de zonas mineralizadas . Os magnetititos são cortados por actinolita fibrosa (II), mag netita (V) e CI-apatita, que também promovem a sua brechação. A alteração hidrotermal tard i tectônica é representada por cloritização e por veios de escapolita (III), que por sua vez são cortadas por vênulas com escapolita (IV), CI-K-hastingsita (II) e biotita (III). As zonas mineralizadas em cobre-ouro-(níquel) no depósito de Jatobá compreendem corpos de minério verticais a subverticais espacialmente relacionados a diques de metadiabásio e zonas de contato entre metariodacitos e metabasaltos. As zonas mineralizadas foram formadas em quatro estágios. O estágio de mineralização (I) é espacialmente relacionado a corpos de magnetita maciça e à alteração cálcica sin -tectônica (actinolita Il-magnetita IV). Caracteriza-se pela associação de Nipirrotita, Ni-pirita e CI-apatita (II), e subordinadamente, Co-calcopirita, Ce-allanita II, Co-pentlandita, quartzo e Ce-monazi ta. A transição para o estágio de mineralização (II) foi acompanhada por diminuição dos teores de Ni e Co e da quantidade de pirrotita e actinoli ta. O esti lo de minera lização evoluiu de frentes de substituição controladas pela foliação milo nítica a zonas de brechas hidráulicas . O estágio de mineralização (II) foi relacionado ao desenvolvimento da alteração potássica sintectônica (II) e representado po r um sistema de corpos fortemente orientados e interligados com biotita (II), CI-apatita (III), Co-rnagnetita (IV), Ilmenita (I), Ce-allanita (III) e quartzo, além de porções discretas contendo Ni-pirita e Co-calcopirita. Brechas com matriz constituída de biotita (II) e Cocalcopirita (± Ni-pirita ± Ni-pirrotita) e fragmentos de magnetita maciça representam os corpos mais ricos em cobre formados nesse estágio. O terceiro estágio de mineral ização do depósito de Jatobá se distingue dos outros por seu controle estrutural exercido por estruturas dúcteis-rúpteis. Esse estágio foi sincrônico à alteração hidro termal com biotita mais clara ou verde (III), escapolita (IV), F-Cl-apa tita (IV), CI-K hastingsita (II), Co-calcopirita e siegcnita I (± Co-pirita, ± Co-magnetita ± cassiterita). o estágio de mineralização tardia (IV), o mais expressivo no depósito Jatobá, foi concomitante à formação de clorita (II), quartzo, epidoto e calcita. Ocorre em uma variedade de veios ramificados e brechas com Co-calcopirita, Co-pirita, esfalerila, molibdenita, uraninita e monazita, Outros tipos de veios tardios compreendem aqueles com quartzo-calcopirila-feldspato potássico (± molibdenita, Copentlandita e sicgenita II) e vênulas finas com clorita-calcopirita, hernatita, carbonatos de terras raras (bastnãsita, coskrenita e saharnalita), pirita, esfalerita, ilmenita, marcassita, leucoxênio e adulária. Os dados liloquímicos para amostras de minério mostram que o estágio inicial de mineralização (I) se caracteriza pelo maior conteúdo de Fe103 (71,49 a 63,91 %), Ni (3930 a 1270 ppm), Co (2320 a 670 ppm), V (740 a 590 ppm), Pd (81 a 372 ppb) e Pt (2 a 17 ppb). Os conteúdos mais alto de LETR (até 6773 ,92 ppm) , U (até 48,50 ppm), Th (até 23,30 ppm), P10S (até 7,97 %), Sn (até 24 ppm), Nb (até 7,50 ppm), W (até 322,50 ppm), Zn (até 482 ppm) e ouro (até 1310,80 pprn) foram caracterizados em amostras de minério formadas durante o estágio de mineralização (TV). A concentração elevada de Ti, V, Ni e Cr em magnetita do depósito Jatobá aponta para condições de alta temperatura (> 500°C) durante a sua formação, semelhante à dos sistemas magm árico-hidroterrnais (por exemplo, lOCO, óxido de ferro-apatita (lOA) do tipo Kiruna e depósitos de cobre do tipo pórfiro), especialmente durante o evento inicial de mineralização. Os dados de isótopos de oxigênio apontam para a diminuição da temperatura do estágio de metassomatismo de ferro pré-mineralização (558 °C) aos estágios de mineralização (II = 507 °C; III = 422 °C; IV = 327 oC)o No entanto, uma variação relativamente pequena dos valores calculados de 8180 H10 (9,53 %0 a 5,41 %0) foi registrada durante a evolução paragenetica do depósito Jatobá. Os valores de 8180H10 e 8DH20 (-44,88 %0 a -30,25 %0) se sobrepõem ao das águas magmáticas primárias e água magmática félsica . O aumento gradual do conteúdo de CI na estrutura da escapolita (I) a (III) também indica uma evolução progressiva a partir de fluidos hipersalinos de alta temperatura e tarnponamento das atividades de cloro no sistema. A composição química da escapolita,juntamente aos dados de isótopos estáveis, pode apontar para limitada mistura de fluidos envolvendo fluidos externamente derivados. Os valores de 834S de sulfetos (0,27 %0 a 1,80 %0) indicam fontes magmáticas de enxofre. O aumento dos valores de 834Ssulfetos durante a evolução paragenética foi acompanhado da diminuição dos teores de Ni + Co e V e aumento do teor de Sn + W + Nb em amostras de minério, sugerindo que parte do enxofre e melais podem ter sido lixiviados de rochas máficas-(ultramáficas) adjacentes ao depósito. A composição altamente radiogênica dos isótopos de Pb em calcopirita eOfipbP04Pb = 99,35 a 245,73; l07Pb/104Pb = 32,53 a 62,24; l08Pbp 04Pb = 55,58 a 172,6) sugere idade arqueana para o último estágio de mineralização (IV). Tais assinaluras podem ter resultado de perturbações no sistema devido ao alto conteúdo de U nos fluidos hidrolermais e à incorporação de Pb (ou U) radiogênico nos sulfetos a partir de uma fonte externa após a sua formação. O conjunto de dados indica que o depósito de Jatobá teria se formado nas raízes de um sistema mineral lOCO arqueano a partir de fluxo canalizado de fluidos magmáticos. A assinatura do minério de Jatobá pode refletir evolução estreitamente relacionada com o extensivo magmatismo reconhecido na Província Carajás em ca. 2,74 Ga, com herança de granitos tipo A e gabros, a partir de intensos processos de interação fluido-rocha com envolvimento de fluidos alcalinos residuais

The Carajás Province, located in the Amazon Craton, hosts several Cu-Au deposits that deserve auentíon due lo their high volume of hydrothermal magnetite and elevaled contents of REE, P, Ni, Co, Pd, and U, similar lo those of iron oxide-copper-gold (lOCO) deposits. The Jatobá deposit is part of a cluster of iron oxide-eopper-gold (lOCO) deposits recognized in lhe Southern Copper Belt, in the Carajás Province. These deposits (e.g. Sossego, Cristalino, Alvo 118, Bacaba, Visconde, and others) are located in subsidiary structures within lhe E-W and WNWESE-trending Canaã shear zone. The host rocks at Jatobá comprise metadiabase, amygdaloidal metabasalt, metavolcaniclastic breccias and mafic metalapilli and metacrystal rnetatuffs and porphyritic metarhyodacite (LA-ICP-MS U-Pb zircon; 2,700 ± 16 Ma ; MSWD = 22), which are attributed to the ltacaiúnas Supergroup, The lcast-altered host rocks derived from mafic protoliths record lower greenschist facies (albite- actinolite I) paragenesis. AlI lithotypes underwenl pre-, syn- and late tectonic hydrothermal alteration associated with the Canaã shear zone development. Early hydrothermal alteration encompasses silicificalion, sodic (albite I, scapolite I), sodic-calcic (Ierro-pargasite), and potassic (biotite I, lourmaline, Cl-apatite I, Ce-allanite I) alteration, Almond-shaped alb ite (I) or scapolite (I) porphyroclasts involved by pressure in mylonitic rocks indicate their blastesis previously lo lhe shear zone development. The main syn-tectonic hydrotherrnal alteration stages comprise sodic-caleic (scapolite II), caleic (actinolite II, CI-apatite II, Ce-allanite II, quartz) and potassic (Cl-Kvhastingsite I, biotite II, quartz-Comagnetite IV, Cl-apatite III, Ce-allanite III) alteration controlled by the rnylonitic Ioliation. Early veins with magnetite (III) and massive magnetite bodies (IV), represenl proximal envelopes of mineralized zones. The magnetitites are cut by fibrous actinolite (II), magnetite (V) and Cl-apatite, which also prornote their brecciation, Late tectonic hydrothcrmal alteration is represented by chlorite alteration and scapolite (III) veins, which in turn are cul by scapolite (IV), CI-K-hastingsile (II) and biotite (III) veinlets. The copper-(nickel) mineralized zones in the Jatobá deposit occur as swarms of vertical to subvertical orebodies spatially related to meladiabase dikes and contacl zones between melarhyodacites and metabasalts, The mineralized zones were formed in four stages, coeval lo ductile and ductile-briule deforrnational events, The mineralization stage (I) is spatially related to massive magnetite bodies and lo syn-tectonic caleic alteration (actinolite II-magnetite V). It is characlerized by Ni-pyrrhotite, Ni-pyrite and Cl-apatite (II), and subordinately, Co -chalcopyrite, Ce-allanite II, Copentlandite, quartz and Ce-monazite, The transition lo lhe mineralization stage (II) was accompanied by decreasing contents of Ni and Co and pyrrhotite and actinolite concentration. Mineralization style evolved from replacement fronts controlled by mylonitic foliation lo hydraulic breccia zones. The mineralization stage (II) was related to lhe developmenl of lhe syn-tectonic potassic alteration (II) and represented by a systern of strongly oriented and interconnected bodies with biotite (II), Cl-apatite (III), Cc-magnetite (IV), ilmenite (I), Ce-allanite (III) and quartz, besides discrete portions containing Ni-pyrite and Co-chalcopyrite. Breccia zones with rnatrix made of biotite (II) and Co-chalcopyrite (± Ni-pyrite ± Ni-pyrrhotite) and fragments of massive magnetite represenl Cu-richer bodies. The third mineralizing stage recognized in the Jatobá deposit is distinguished from the others due lo lhe control by ductile-brittle and briule structures, which enabled lhe Iorrnation of veins with typical open-space filling tcxtures. It was coeval lo lhe late tecionic alteration thet comprises paler brown or green biotite (III), scapolite (IV), F-CI-apalile (IV), and CI-K hastingsite (II), Cochalcopyrite and siegenite I (± Co-pyrite, ±Co-magnetite, ± cassiterite), The late mineralization stage (IV) was the most expressive at Jatobá. lt was coeval to widespread chlorite (II), quartz, epidote and calcite developmenl. lt occurs in a variety of branching veinlets and breccias with Co-chalcopyrite, Co-pyrite, sphalerite, rnolybdenite, uraninite and monazite, Other late vein types comprise those with quartz-chalcopyrite-K (±molybdenite, Co-pentlandite, and siegenite II) and fine veinlets with chlorite-chalcopyrite, W-bearing hernatite, rare earth carbonates (bastnãsite, coskrenite and sahamalite), Co- and Ni-pyrite, sphalerite, ilmenite, rnarcasite, leucoxene and adularia. Lithochemical data for ore sampies show that lhe early mineralization stage (I) is characlerized by the highesl contents of Fe203 (71.49 lo 63.91 wt. %), Ni (3930 lo 1270 ppm), Co (2320 lo 670 ppm), V (740 lo 590 ppm), Pd (81 to 372 ppb) and PI (2 lo 17 ppb) contents, However, highesl contents ofl:REE (up to 6773.92 ppm), U (up to 48 .50 pprn), Th (up to 23.30 ppm), P20S (up lo 7.97 wt. %), Sn (up lo 24 ppm), Nb (up lo 7.50 ppm), W (up lo 322.50), Zn (up lo 482 ppm), gold (up lo 1310.80 ppm) were characlerized in ore samples formed during lhe mineralization stage (IV). The high Ti, V, Ni and Cr concentration in Jatobá magnetite point to high-ternperature conditions (ca. > 500°C), similar lo that of high-ternperature magmatic-hydrotherrnal systerns (e.g. lOCO, iron oxide-apatite ore and porphyry copper), especialJy during lhe early nickel-enriched rnineralization evenl. Oxygen isotope data poinl to ternperature decrease from lhe pre-mineralization iron metasornatism (558°C) to mineralization stages (II = 507 °C; JJI = 422 °C; IV = 327 0C) . However, a relatively narrow variation of caJculaled 81S0H20 values (9 .53%0 to 5.41%0) was recorded during the paragenetic evolution at Jatobá. The Õ1S OH20 and õD H20 (-44.88%0 to -30.25%0) values overlap with those of primary magmatic waters and felsic magrnatic water, The gradual increase in CI contents of scapolite (I) lo (III) also indicated a progressive evolution frorn high-lemperature hipersaline fluids and buffering of chlorine activities, Coupled scapolite mineral chemistry and stable isotope data could imply that fluid mixing involving externallyderived fluids was limited at Jatobá. The õ34 Ssulfide values of Jatobá sulfides (0.27%0 to 1.80%0) indicatc magmalic sulfur sources. Increasing of õ34Ssu\fide values during lhe paragenetic evolution was accompanied by decrease of Ni + Co and V contents and increase of Sn + W + Nb conlent in ore samples, suggesting that parI of lhe sulfur and melais may have been leached Irorn mafic-Iultrarnafic) rocks. The highly radiogenic Pb isotope composition of Jatobá chalcopyrite e06 PbP04Pb = 99.35 to 245.73; 207pbPU4Pb = 32.53 to 62.24; 2ospbp 04Pb = 55.58 lo 172. 76) points lo imprecise Archean ages for lhe last mineralization stage (IV). Highly radiogenic lead signalures may have resulted from striking dislurbance due lo high U contents in lhe hydrotherrnal fluids and lo incorporalion of radiogenic Pb (or U) into lhe sulfide frorn an external source after its formation. The Jatobá deposit was formed in the roots of a wider Archean lOCO mineral system frorn focused magmatic-derived fluids. The Jatobá ore signature may reflect evolution closely related to the ca . 2.74 Ga widespread alkaline magrnatism, with inherilance of both A-lype granites and gabbros, due lo intense fluid-rock interaction involving residual alkaline-rich fluids.