ApostGECO 2012 - FGEL

Setor de Geologia Econômica & Prospecção Mineral - DGAp/FGEL/UERJ
Apresentação
O presente ROTEIRO, que corresponde a uma breve abordagem sobre o estudo dos
principais tipos de depósitos minerais, tem como objetivo primordial proporcionar aos alunos
de graduação em Geologia algumas informações que, embora de cunho preliminar, vão permitir
que eles verifiquem a enorme variedade de depósitos minerais existentes e, o quanto é amplo e
complexo o estudo sobre os mesmos, particularmente, quando se consideram os processos
genéticos envolvidos na formação de alguns tipos de jazimentos. Esperamos, também, que ele
permita vislumbrar o quanto esses estudos ainda se encontram em aberto, não estando, de forma
alguma, esgotados e ainda necessitando de laboriosos e constantes trabalhos para que, quem
sabe um dia, se possa vir a concluí-lo.
Prof. Dr. Ronaldo Mello Pereira
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Introdução
Processos geotectônicos e jazidas minerais a eles relacionadas.
A distribuição dos depósitos minerais na crosta terrestre acompanha, grosso modo, a
divisão geotectônica da Terra. Dessa forma as feições geotectônicas correspondem a um dos
principais controles da distribuição das mineralizações que ocorrem em nosso planeta.
Atualmente sob a ótica da Tectônica de Placas, que compartimentou a crosta de um modo bem
detalhado, observa-se que um conjunto de mineralizações, ou um determinado tipo de
mineralização, às vezes, encontra-se condicionado não só a um único, mas a mais de um tipo de
feição tectônica.
Desde os primórdios da busca pelo homem dos recursos minerais que o interessavam,
observou-se que a determinados tipos de minérios relacionavam-se certos litotipos específicos.
Dessa forma pôde-se estabelecer uma série de associações entre litologias x mineralizações
como, por exemplo:
granito x cassiterita
e
rochas ultrabásicas x cromita, etc.
Na medida em que nos dois casos citados anteriormente, verificou-se que nem todos os
granitos apresentavam-se mineralizados em estanho, e nem todas as rochas ultrabásicas
continham depósitos de cromita, houve uma tendência a uma melhor caracterização dos tipos
rochosos partindo-se então para uma melhor definição dos ambientes de formação dessas
rochas.
São com esses dados que hoje o geólogo econômico trabalha, de modo que a evolução
da litosfera e seus processos de formação devem de ser bem compreendidos para que se possa
entender o real significado da presença de certo tipo de mineralização em um determinado
segmento da crosta terrestre.
Em linhas gerais, pode-se começar com a evolução crustal desde os primórdios da
formação da Terra. Todos lembram, obviamente, da divisão interna do nosso planeta (A
Dinâmica Interna). Essa divisão em camadas (ou envoltórios) além de constituir uma
diferenciação química (por exemplo, silício e alumínio na crosta continental e silício e
magnésio na crosta oceânica) também corresponde a uma diferenciação gravitativa com uma
separação dos materiais mais densos em direção ao núcleo do planeta (liga de FeNi) e os menos
densos (crosta siálica) constituindo os envoltórios mais externos
No Arqueano a pequena espessura da crosta siálica (~10 km) permitiu que, nessa época,
falhas geológicas trouxessem para a superfície, através de um vulcanismo submarino, rochas de
composição ultramáfica denominadas de komatiítos que se caracterizam por possuirem texturas
muito características (spinifex), e que são encontradas nos ambientes greenstone belts. Sabe-se
hoje que esse tipo de ambiente é extremamente propício para uma série de mineralizações,
particularmente as auríferas.
Do Arqueano em diante houve um espessamento da crosta siálica, cuja espessura, em
alguns sítios, que hoje se apresenta com cerca de 30-35 km, podendo atingir em determinados
pontos do planeta, cerca de 70 km. Com isso, com certeza, a dinâmica de modelamento da
crosta foi sendo um pouco modificada, desenvolvendo-se ou incrementando-se novos
mecanismos para a sua evolução.
A teoria da Tectônica de Placas / Tectônica Global foi que, no final dos anos 60, trouxe
uma enorme contribuição ao conhecimento geodinâmico do planeta1 incorporando os conceitos
de margens continentais ativas e passivas. A dinâmica para a concepção desse modelo passa
pelo espalhamento dos fundos oceânicos a partir de dorsais oceânicas em virtude de correntes
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No início, particularmente para os eventos que ocorreram do Fanerozóico em diante. Hoje se sabe que essa
dinâmica também atuou no Proterozóico.
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convectivas geradas por plumas de calor (plumas mantélicas) que se desenvolvem e atuam no
âmbito do manto superior.
A evolução nos processos de datação, que passaram de uma forma relativa para um
grau da mais absoluta precisão (métodos U-Pb, Pb/Pb por evaporação de zircão, etc.), também
se constituíram em mais uma ferramenta utilizada pela Geologia Econômica para uma melhor
compreensão dos processos mineralizadores. De imediato, o que os geólogos logo perceberam a
partir dessas datações (tanto as de caráter relativo quanto absoluto), foi que determinados tipos
de mineralizações chegavam, às vezes, a se concentrar quase que integralmente em certos
períodos de evolução da crosta.
Hoje, sabe-se que alguns tipos de mineralizações encontram-se relacionados a
ambientes tectônicos específicos, como no caso das mineralizações auríferas arqueanas (Au em
greenstones belts) e das mineralizações cupríferas (Cu porfirítico) associadas ao plutonismo
Meso-Cenozóico das zonas de cadeias dobradas. De um modo geral, pode-se referir que no
Arqueano concentraram-se importantes reservas de ouro, representando cerca de 50% da
produção deste metal no mundo. Da mesma forma, nos cinturões modernos encontram-se
algumas das mais representativas minas de cobre do planeta. Foi esse acúmulo de algumas
substâncias minerais em um determinado intervalo geológico de tempo que levou os
metalogenistas a cunharem a expressão ‘Época Metalogenética’ para designar essa
concentração temporal de metais.
A questão fundamental que se podem estabelecer, desde já, é: que tipos de fenômenos
podem ter sido responsáveis por essas acumulações anômalas de metais em um dado período
geológico? Explicações para tal podem ser as mais diferentes possíveis, tais como: o tempo
necessário para a diferenciação geoquímica do planeta (não podemos esquecer que
geoquimicamente o planeta é diferenciado, vide a composição dos diversos envoltórios); a
favorabilidade para a geração de determinados litotipos em virtude das espessuras crustais
vigentes à época (e.g., o magmatismo komatiítico); as mudanças nas condições atmosféricas do
planeta (e.g., a passagem de redutora do Arqueano ao Proterozóico Inferior, para oxidante
posteriormente); o estabelecimento de uma dinâmica de crosta diferenciada (explicitamente,
mais horizontal no fanerozóico), etc.
Considerando todas essas variáveis, percebe-se o quanto as condições para a formação
de um depósito mineral são complexas. De todo modo, a maneira mais pragmática para abordar
tal temática é a de fornecer aspectos descritivos que permitam caracterizar e reconhecer as
diversas tipologias de depósitos encontrados na Terra. E é isso que vamos procurar apresentar
no presente roteiro.
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Depósitos associados às rochas máficas e ultramáficas
plutônicas.
Os tipos de depósitos associados às rochas intrusivas máfico / ultramáficas
correspondem a:
■ Cr do tipo estartiforme (tipo Bushveld);
■ Depósitos de cromita podiformes;
■ Pt do tipo Bushveld e Stillwater
■ Pd do tipo Lac des Iles;
■ Pt do tipo Alaskan;
■ depósitos de Ni-Cu
■ Depósitos de Ti-Fe associados aos anortositos.
Intrusões máfica-ultramáfica acamadadas hospedando depósitos minerais,
mostrando os horizontes de cromitito na parte inferior das intrusões; as camadas
de magnetita ricas em vanádio na parte superior; os reefs de PGE na porção
média das intrusões; e os depositos marginais de sulfetos Ni-Cu devido a
assimilação local de rochas encaixantes ricas em S.
■ Depósitos de cromita estratiforme ou do tipo Bushveld.
Associa-se a grandes maciços diferenciados (lopólitos) marcados por bandamento ígneo
rítmico bem nítido e característico. Constituem maciços com dezenas ou centenas de
quilômetros de extensão e formas variadas: diques na Rodésia (Great Dike) ou lopólito em
Bushveld. Os corpos ígneos máficos como os complexos de Bushveld e Stillwater, comumente
contêm horizontes de cromititos na porção acamadada e também um pouco de cromita
disseminada na rocha. . As camadas de cromita são muito extensas e frequentemente ocorre por
várias dezenas de quilômetros. Esse tipo de ocorrência de cromita perfaz cerca de 90% das
reserva mundiais
Nesses complexos pode-se verificar uma megazonação que separa uma parte basal
ultramáfica de outra de composição norítica-anortosítica. Os depósitos estratiformes (espessura
de 1 a 5 metros) de cromo encontram-se na base dos maciços próximos aos níveis de
ortopiroxenitos e dunitos e, provavelmente, foram formados por processos de diferenciaão
gravitativa. O fracionamento das intrusões máficas produz rochas cumuláticas que contêm duas
generações de cristais. A primeira geração compreende cristais cumulus com formas regulares
reflexo do seu crescimento livre em um grande volume de magma. A segunda geração é de
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material postcumulus precipitado de um volume relativamente pequeno de líquido que está
trapeado entre os cristais cumulus.
A cromita relacionada a esses depósitos é do tipo metalúrgico com baixo teor de Al2O3,
com cristais milimétricos, geralmente euédricos e os depósitos têm grande tonelagem (~500
Mt). Além da cromita Bushveld apresenta também grandes depósitos de magnetita titanífera e
vanadinífera. Pt e Pd são os platinóides associados a essa cromita.
■ Depósitos de cromita podiforme.
Os depósitos de cromo podiformes também são conhecidos como do tipo Alpino ou
cromita hospedada em ofiolito. O setting tectônico corresponde a fragmentos obductados de
rochas ultramáficas do manto inferior a superior sobre rochas do continente. Nas sequências
ofiolíticas a cromita do tipo massiva ou disseminada é encontrada como pods e lentes de
cromo-espinélio envolvidos por dunitos encaixados em unidades harzburgíticas depletadas. Os
pods e lentes ocorrem tipicamente em clusters de tamanhos variáveis.
Constituem depósitos pequenos com geometrias muito variadas (pods, lentes ou
camadas) muito tectonizadas, onde a cromita nodular em grandes massas, apresenta texturas
brechóides, do tipo pull-apart. Caracteristicamente, forma uma textura que aqui no Brasil
recebe o nome de ‘pele de onça’. O minério de cromo é do tipo refratário (alto teor de Al2O3).
Pode conter Ir, Os e Ru (platinóides) junto a cromita, o que representa uma forma de
diagnosticar o tipo de depósito. A jazida de cromita da Nova Caledônia (obducção de crosta
ofiolítica) ilustra bem esse tipo de jazimento magmático.
■ Depósitos de Pt do tipo Bushveld e Stillwater
O Complexo de Bushveld (2.054 Ga) é a maior intrusão mafica-ultramafica acamadada
do mundo (65,000 km2 com uma espessura estratigráfica de 7-9 km; com volume estimado total
de magma ~1x106 km3) sendo a hospedeira da maior parte dos recursos conhecidos de platina,
cromo e vanádio:
- A metade dos recursos e reservas mundiais de PGE ocorre dentro do fino horizonte de
cromitito UG2 (Upper Group 2) e no Merensky Reef, ambos situados na Upper Critical Zone.
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Mapa Geológico do Complexo de Bushveld.
O termo reef refere-se à zona de minério estratiforme portadora de sulfeto que é rica em
elementos do grupo da platina.
No Merensky reef os depósitos de platinóides (Pt, Pd) encontram-se em horizontes bem
definidos na base da zona norítica-anortosítica (superior) desses maciços. A denominada
unidade Merensky tem composição complexa, no geral anortosítica e é ela que contém o
Merensky Reef que se encontra mineralizado em platinóides e constitui uma rocha de matriz
pegmatóide com megacristais de ortopiroxênio.
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O reef pode atingir até 300 cm de espessura (média de 90 cm). Ele é pobre em sulfetos
(2 - 4 % vol.), mas rico em PGE. Os PGM estão inclusos ou relacionados aos sulfetos de metais
base e incluso nos silicatos. O reef não é perfeitamente estratiforme, representa mais uma
inconformidade. Assim a estrutura do reef muda ao longo do strike e o reef pode se situar acima
ou abaixo em relação à estratigrafia da intrusão. Localmente formam-se potholes mineralizados.
O teor em PGE para o Merensky Reef em >100 km strike é de 5 – 7 g/t.
Merensky reef
O complexo acamadado de Stillwater, USA, (2.7 Ga) também apresenta uma fácies
pegmatóide mineralizada em PGE. Camadas massivas a disseminada de cromitito ocorrem na
Lower Ultramafic Series. A maior concentração de sulfetos ricos em PGE (J-M Reef,
descoberta em 1973) ocorre na zona bandada onde o plagioclásio é o principal mineral
cumulático.
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Mapa da grande intrusão mafica-ultramafica acamadada do complexo de Stillwater.
O Reef J-M corresponde a uma rocha (principalmente troctolito) de granulação grossa
(pegmatítica) portadora de olivina, 1-3 m de espessura, com 0.5- 2% de sulfetos de metais base
disseminados (pirrotita, pentlandita, calcopirita). Os PGM ocorrem principalmnete como
inclusões nos BMS (base metals sulphide). O Pd está em solução sólida com a pirrotita.
J-M Reef do Complexo Stillwater, Montana.
Os principais minerais encontrados associados ao Merensky reef, são: a sperrylita
(PtAs2), a braggita (PtPdNiS), a cooperita (PtS), Pt-Fe alloy, laurita (RuS) e moncheíta (PtTe2).
Além de uma série de minerais de Pt e Pd associados ao Bi e Sb.
Em Stillwater os principais minerais são: moncheita (PtTe2), braggita (PtPdNiS),
cooperita (PtS), kotulskita ( PdTe) e Pt-Pd alloy.
Os PGE derivam do manto peridotítico (<10 ppb) sendo que os processos para
formação dos níveis enriquecidos em platina envolvem:
- saturação em sulfeto do magma silicatado devido ao fenômeno de magma mixing com a
formação de uma fase sulfetada líquida imiscível;
- interação e coleta dos PGE com as gotas de líquido sulfetado.
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■ Depósitos de PGE do tipo breccia-type: Pd de Lac des Iles
O complexo de Lac des Iles (2.738 Ga) em Ontario Ocidental corresponde a uma
intrusão anelar com 30 km de diâmetro. Suas reservas (open-pit) estão estimadas em 159 Mt e
teor de 1.55 g/t Pd e 0.17 g/t Pt com cut-off de 0.7 g/t Pd (Au, Cu e Ni são by-products). As
reservas para lavra subterrânea são de 3.5 Mt com 6.6 g/t Pd, 0.4 g/t Pt.
A intrusão consiste de um núcleo elíptico de gabronorito, envelopedo por uma borda de
gabros (varitextured ou taxitic) diversificados (com relação a tamanho de grão, pegmatíticos e
breccias). A Roby zone é que se encontra mineralizada em PGE e fica ao longo do contato
entre o gabro varitextured e o gabro breccia. A Roby zone contém mais de 3% de sulfetos
disseminados (pirrotita, pentlandita, calcopirita) e a mineralização em PGE é extremamente rica
em Pd (Pd / Pt = 9.1).
Breccia gabro alto-grau heteroliítica da Roby Zone norte-central.
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Gabro varitexturado consistindo de patches grossos em matriz equigranular de granulação média ambos com
mineralogia similar.
■ Depósitos de Pt do tipo Alaskan
Fontes de platina disseminada são reconhecidas em diversas partes do mundo.
Particularmente, nos Montes Urais, Rússia, uma série de complexos ígneos ultrabásicos e
básicos silurianos com 20-100 km, e que no conjunto atingem mais de 900 km de extensão,
constituem uma faixa interpretada como sequência soerguida de arco de ilha. Os complexos são
geralmente zonados e são formados por dunitos que gradam para piroxenitos e gabros e até
dioritos e quartzodioritos.
As unidades inferiores, isoladas do complexo gabróico principal, formam pequenos
corpos de dunito-clinopiroxenito concentricamente zonados do tipo Alaskan (Taylor 1967). As
ocorrências de platina estão associadas com cromita disseminada ou massiva encontrada nos
dunitos dentro dessas intrusivas zonadas. A platina ocorre principalmente como grãos
xenomórficos de isoferroplatina (30% menores do que 400µ) em schlieren de cromitito e como
grãos idiomorficos (83% menores do que 400µ) nos silicatos do dunito hospedeiro. Os
schlierens de cromitito têm, em geral, espessura de 1-7 cm por cerca de 0,3-1,0 m de
comprimento. O espinélio cromífero do schlieren mostra variação composicional de 48-51%
Cr2O3. Essa constitui a maior fonte dos placeres platiníferos encontrados nos Urais.
■ Depósitos de Ni-Cu (PGE)
Os corpos máficos ultramáficos que hospedam depósitos de Ni-Cu são diversos em
formas e em composição e podem ser subdivididos nos seguintes subtipos:
- rift e basaltos continentais associados à sills e diques (Noril’sk-Talnakh, Rússia; Jinchuan,
China; Duluth Complex, Minnesota; e Crystal Lake, Canadá);
- depósito originário de impacto de meteorito que contém minérios de sulfetos de metais base
(Sudbury, Ontario é o único examplo conhecido).
- rochas vulcânicas komatiíticas (ricas em Mg) e sills intrusivos relacionados (Kambalda e
Agnew, Australia);
- outros depósitos relacionados a intrusões máficas-ultramáficas (Voisey’s Bay, Labrador; Lynn
Lake, Manitoba; Giant Mascot, Columbia Britânica; Kotalahti, Finlândia; Råna, Noruega; e
Selebi-Phikwe, Botswana).
Depósitos do tipo Duluth
Associa-se a intrusões diferenciadas sem bandamento
rítmico, geralmente associadas aos grandes derrames basálticos continentais (e.g., Duluth, USA
e Noril’sk, Rússia). Os depósitos são de Ni-Cu estratiformes na base de maciços paralelizados
ao seu contato inferior. Ocorrem platinóides e a cromita é praticamente ausente. Os
diferenciados finais são mais ácidos do que os de Bushveld e Stillwater.
O Complexo de Duluth corresponde a uma grande intrusão mafica (6.500 km2) de idade
1,2 to 1,1 Ga. que consiste de 40 sub-intrusões do tipo sheet-like e cone shaped colocadas
durante rifteamento em rochas metasedimentares (ardósia, argilito, grauvaca) e metavulcânicas.
O minério de cobre-níquel-PGM ocorre em pelo menos 9 depósitos magmáticos de sulfetos
situados nos 100 a 300 metros basais das intrusões e seus contatos com rochas sedimentares
paleoproterozóicas e granitos arqueanos. A mineralização consiste predominantemente de
sulfetos disseminados ou massivos (pirrotita + pentlandita + calcopirita+ cubanita ± minerais
PGE ± grafita) que coletivamente correspondem à cerca de 4,0 Bt de minério com 0,66% Cu e
0,20% Ni, em média.
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Distribuição massiva a disseminada de sulfetos associados com a porção basal de grandes intrusões acamadadas em
ambientes de rift.
Seção geológica do depósito de Noril’sk.
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Depósitos do tipo Sudbury
A intrusão de Sudbury consiste de uma subcamada
marginal de noritos finamente granulados, recoberta por rochas mais grossas noríticas,
gabróicas e granofíricas. Os sulfetos encontram-se na base da intrusão. O contato basal com as
rochas encaixantes é altamente irregular e caracterizado por embayments, breccias e diques
radiais. Sudbury é reconhecida como uma estrutura de impacto (de meteoro).
O conteúdo em Ni e PGE, que são similares aqueles de minérios formados de magmas
basálticos, leva a que se considere que os sulfetos foram segregados de material magmático
derivado do manto que ascende em resposta a descompressão produzida pelo impacto. A
saturação e segregação são atribuídas a processo de magma mixing derivado do manto com 30 a
50% de melt félsico produzido pelo impacto.
O processo de formação de minério de Sudbury parece ser único no mundo e não
parece factível de ser aplicado a outras intrusões acamadadas formadas por magmatismo
continental.
A presença de PGE também é marcante, sendo michenerita (PdBiTe), moncheita
(PtTe2), sperrylita (PtAs2), sudburyta (PdSb) e froodita (PdBi2) e niggliita (PtSn) os principais
minerais encontrados em Sudbury.
Geologia de Sudbury.
■ Fe-Ti (V, Cr, P) em complexos gabro-anortosíticos.
São depósitos magmáticos estratiformes (semiconcordantes) de grandes dimensões de
ilmenita e magnetita dentro complexos diferenciados de gabro-anortosito-norito. As rochas
comumente associadas incluem diorito, diabásio e rochas intrusivas ultramaficas basais. São
caracterizados pelas texturas magmáticas primárias que podem incluir cumulato, ofítica,
subofítica, diabsica, equigranular e raras texturas pegmatíticas. Camadas de cumulados estão
presentes frequentemente.
Os dois subtipos mais gerais são:
- a ilmenita (anortosito-hosted Ti-Fe);
- a magnetita titanífera (gabro-anortosito-hosted Fe-Ti).
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Os complexos gabro-anortosito-norito foram intrudidos em settings extensionais e/ou
anorogênico em ambientes metavulcano-sedimentares, graníticos e gnáissicos. Alguns
depósitos também podem ocorrer ao longo de falhas profundas formando faixas alongadas
contendo complexos intrusivos. As intrusões foram colocadas em níveis crustais relativamente
profundos. A diferenciação (em resposta a processos gravitacionais) de fluidos residuais a partir
do fracionamento do magma resultou em intrusões tardias que foram enriquecidas em oxidos de
Fe e Ti e apatita.
Os depósitos podem ocorrer como lentes massivas, camadas, pods, sills, diques e
intrusões irregulares e como corpos de óxidos disseminados e intersticiais. Intercrescimentos
por exsolução de ilmenita e magnetita são característicos.
Os principais minerais incluem ilmenita, Fe-ilmenita, Ti- e V- magnetita, magnetita e
titanohematita. Os minerais acessórios podem incluir rutilo, titanita, espinélios, apatita, sulfetos
e granada.
Por exemplo, o depósito de Lac Tio, Canadá (~ 120 Mt) corresponde a grandes massas
lenticulares de ilmeno-magnetita diferenciadas dentro de anortositos. Os contatos são
geralmente bruscos, mas também podem ser gradacionais. A cobertura da massa mineralizada é
representada por uma rocha com bandas alternadas de ilmenita pura e de anortosito com
ilmenita disseminada.
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Depósitos vulcanogênicos.
Os depósitos vulcanogênicos ou vulcanossedimentares de sulfetos massiços (VMS, em
inglês) são as maiores fontes de Zn, Cu, Pb, Ag e Au, e significativas fonte para Co, Sn, Se,
Mn, Cd, In, Bi, Te, Ga e Ge. Alguns também contêm quantidades significativas de As, Sb e Hg.
Eles ocorrem tipicamente como lentes massivas de sulfetos polimetálicos que se
formam no, ou próximo do fundo submarino em ambientes de vulcanismo submarino por meio
de focos de descargas de fluidos hidrotermais ricos em metais. Por essa razão os depósitos
VMS são considerados de modo geral como depósitos exalativos os quais incluem os depósitos
sedimentares-exalativos (SEDEX). Representam corpos stratabound em forma de monte ou
tabular compostos principalmente por sulfetos (>40%) massivos, quartzo e subordinadamente
por filossilicatos, óxidos de ferro e rocha encaixante silicática alterada. Os corpos stratabound
recobrem veios / stockwork discordantes a semiconcordantes e sulfetos disseminados.
Formação de um depósito VMS
Eles são classificados de acordo com o conteúdo em metais base, conteúdo em ouro ou
pela litologia da rocha encaixante.
São basicamente divididos em três grupos: Cu-Zn, Zn-Cu e Zn-Pb-Cu de acordo a
proporção entre os três metais.
Na classificação de Poulsen & Hannington (1995) depósitos VMS ricos em Au são
arbitrariamente definidos como aqueles no qual a abundância em Au em ppm é numericamente
maior do que a combinação dos metais base (Zn+Cu+Pb em % em peso).
Um terceiro sistema classifica os depósitos VMS por suas litologias hospedeiras e
apresenta uma divisão em 5 grupos: bimodal-máfico, máfico-retroarco, pelítico-máfico,
bimodal-félsico e félsico-siliciclástico.
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Tipos de depósitos VMS
A feição mais comum de todos os tipos de depósitos do tipo VMS é que eles são
formados em settings tectônicos extensionais, incluindo a zona de espalhamento oceânica e
ambientes de arco (nascent-arc oceânico e continental, rifted arco e retro-arco).
Settings tectônicos dos VMS
Os depósitos VMS tendem a ocorrer em distritos. Mais de uma dúzia de depósitos
podem estar contidos em uma área de poucas dezenas de quilômetros quadrados.
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Há cerca de 800 depósitos conhecidos no mundo (350 só no Canadá) e dentre eles
encontram-se o Iberian Pyrite Belt na Espanha / Portugal, com 1.575 Mt, Troodos, em Chipre,
com 35 Mt, Hokuroko com 80 Mt e Besshi, com 230 Mt, ambos no Japão.
De modo geral as jazidas vulcanogênicas podem ser enquadradas em:
■ proximais e distais;
■ relacionadas às sequências komatiíticas;
■ relacionadas a vulcanismo aéreo-subaéreo.
Depósitos proximais e distais.
São depósitos subaquáticos formados em águas profundas (+800 m), representados por
concentrações de mineralizações sulfetadas. Desses depósitos os de mais fácil caracterização
quanto a sua filiação vulcânica correspondem aos tipos proximais em virtude dos mesmos
encontrarem-se sempre relacionados aos aparelhos vulcânicos.
Já os depósitos distais confundem-se (em virtude do seu maior distanciamento do
centro vulcânico) com os depósitos sedimentares químicos. Eles são formados por exalações
hidrotermais (e.g. provenientes de fumarolas) que migram junto ao assoalho oceânico e
depositam a sua carga em um local afastado geralmente representado por uma bacia redutora.
Dois exemplos clássicos de depósitos proximais correspondem aos depósitos de
Kuroko, Japão e Troodos, Chipre.
■ O depósito de Kuroko (Cu, Pb, Zn, Ag, Ba e Ca) relaciona-se a um vulcanismo
explosivo com brechas, tufos e derrames de riolitos e andesitos calcioalcalinos.
■ O depósito de pirita do maciço de Troodos (Cu, Fe – com pouco de Zn e Au) de
Chipre encontra-se associado com lavas basálticas (com poucos tufos e brechas) toleíticas com
baixo teor de K2O e em seu conjunto corresponde a uma seqüência ofiolítica.
Um exemplo de depósito distal vulcanogênico (Zn, Pb, Cu, Ag, Fe e Au) seria o de
Rosebery (?) que é constituído por sedimentos carbonosos ou químicos como cherts, folhelhos
e siltitos carbonosos com raros vulcanitos de composição riolítica e andesítica calcioalcalina.
Formam corpos tabulares lenticularizados, concordantes (cerca de 10 Mt).
Depósitos vulcanogênicos em sequências komatiíticas (Ni, Cu, Co
e EGP).
A razão Cu / Ni é maior quando as rochas encaixantes são mais gabróides e menor
quando são mais peridotíticas. A maioria desses depósitos ocorre em cinturões de rochas verdes
no Arqueano e Proterozóico Inferior.
A mineralização ocorre entre a superfície de separação entre duas sequências de
derrames em depressões interpretadas como paleo-relevos esculpidos em uma superfície
basáltica que foi recoberta, posteriormente por derrames komatiíticos diferenciados que variam
de duníticos (na base) até basálticos (no topo).
Provavelmente o sulfeto chega à superfície como uma fase imiscível no magma
komatiítico e por ser mais flúido e mais denso ocupa as depressões formadas na superfície dos
derrames basálticos.
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Depósitos de Ni komatiítico.
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Depósitos associados aos carbonatitos
Os carbonatitos representam complexos ultrabásicos-alcalinos que intrudem a crosta
terrestre a partir de um mecanismo do tipo hot spot (plumas mantélicas) responsável pela
geração de magma e que, aproveitando-se de falhamentos profundos existentes na crosta
terrestre (áreas extensionais) que funcionariam como condutos, permitiriam o emplacement
dessas rochas. De modo geral, os complexos carbonatíticos possuem formas aproximadamente
circulares, dimensões e idades variáveis. Processos metassomáticos, denominados de
fenitização, relacionados ao complexo transformam as rochas encaixantes (independentemente
da composição química e mineralógica) em tipos alcalinos sieníticos. Aos complexos alcalinos
ultrabásicos, no geral, associam-se micaperidotitos e micapiroxenitos, glimeritos, dunitos e
carbonatitos, sienitos e traquitos.
Os carbonatitos estão associados à parte mais central da estrutura e podem ocorrer na
forma de veios. No geral, o magmatismo carbonatítico apresenta uma 1o fase sovítica ou
cálcica. A esta pode suceder uma 2o fase beforsítica ou magnesiana seguida de uma 3o fase
siderítica ou ferrosa. Aos carbonatitos encontram-se associados depósitos de P (apatita), Nb
(pirocloro), ETR, Fe (magnetita), Ti (anatásio) e flogopita-vermiculita. Para a formação desses
depósitos há a necessidade da atuação de uma série de processos exógenos que irão permitir a
acumulação econômica do minério. Por isso, tais depósitos também serão tratados no capítulo
dos depósitos resultantes de concentração residual. Há depósitos, entretanto, como o de
Jacupiranga, onde a jazida de concentração residual se esgotou desde a década de 70 do século
passado, em que o teor de 5 % de P2O5 no carbonatito já permite considerá-lo como minério,
sendo feita a explotação do mesmo.
Depósitos associados a kimberlitos e lamproítos
Atualmente acredita-se que o diamante seja originado no manto cabendo às rochas
kimberlíticas e lamproíticas unicamente a função de transportá-las até a superfície. A presença
de xenólitos mantélicos (peridotitos) e eclogíticos, com diamantes, reforça essa opinião.
Kimberlito é uma rocha ígnea, ultrabásica, potássica, rica em voláteis que ocorre como
pipes, diques e soleiras. Em linhas gerais, corresponde a uma brecha com uma matriz
constituída principalmente por olivina, flogopita, calcita, serpentina, diopsídio, monticelita,
apatita, espinélio titanífero, perovskita, cromita e ilmenita. Apresenta grandes cristais
arredondados a anedrais de olivina (os macrocrysts) além de cristais de ilmenita magnesiana,
piropo titanífero (baixo Cr) diopsídio subcálcico, enstantita, dentre outros, que constituem os
discrete nodules (nódulos distintos), além de diversos tipos de xenólitos, de tamanho
centimétrico (15-30cm), subangulares a arredondados principalmente de lherzolitos /
harzburgitos (suíte peridotito-piroxenito) e eclogitos. A rocha sã tem cor cinza-esverdeada,
cinza escura ou preto-azulada. Quando intensamente alterado, por estar próximo à superfície
(20-30 metros ou mais), transforma-se em uma massa argilosa amarelada (o yellow ground dos
mineiros sul-africanos). Mais abaixo, a zona em um estágio intermediário de alteração, onde já
se consegue distinguir fragmentos da rocha kimberlítica inalterada, recebe a denominação de
blue ground.
Lamproíto é uma rocha ígnea ultrapotássica, peralcalina, rica em magnésio e
constituída por flogopita titanífera, richterita, olivina forsterítica, diopsídio, sanidina e leucita.
Como minerais acessórios ocorrem a enstantita, priderita, apatita, wadeíta, cromita, ilmenita,
perovskita. Os lamproítos diamantíferos são representados pelos olivina-lamproíto, leucitalamproíto e leucita-olivina-lamproíto. Em virtude da sua elevada temperatura de formação o
lamproíto tem uma baixa capacidade de preservação dos xenólitos eventualmente capturados,
por conseguinte, eles são raros e quando presentes são principalmente de dunito e o seu
tamanho é pequeno (até 3 cm).
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As intrusões kimberlíticas apresentam-se como cones invertidos chamados de pipes ou
diatremas. São representadas por três fácies principais: a mais superficial denominada de fácies
cratera (a mais enriquecida em diamantes) constituída por material kimberlítico associado a
sedimentos lacustrinos; a fácies diatrema, bastante rica em xenólitos não só do manto superior
bem como das rochas encaixantes capturadas pelo kimberlito durante a sua passagem em
direção à superfície e uma fácies hipoabissal (pouco mineralizada em diamantes) que
caracteriza a zona de raiz do kimberlito e é formada por abundantes diques e soleiras.
Os lamproítos têm forma de taça de champagne com uma fácies de cratera (mais
enriquecida em diamantes) recoberta na superfície por sedimentos fluvio-lacustrinos e material
vulcânico piroclático (tufos, tufos brechados, tufos arenosos com lapillis, tufos brechados com
xenólitos) associado a uma fácies ígnea tardia com menos voláteis e, portanto, menos explosiva.
Lamproíto e kimberlito.
Os kimberlitos e lamproítos provavelmente originam-se por um mecanismo do tipo hot
spot que faz com que nas regiões cratônicas (até bordas de cratons) falhamentos profundos
sirvam de condutos para a ascenção desses magmas. Com relação a essas regiões pode-se
mencionar que os kimberlitos e lamproítos preferem áreas estabilizadas (portanto com
espessuras crustais maiores) a mais de 1,8 Ga.
Na crosta terrestre os kimberlitos com possibilidades de estarem mineralizados em
diamantes ocorrem associados às áreas cratônicas estabilizadas (i.e., com o último evento
termo-tectônico) a pelo menos 1.5 Ga, em três ambientes distintos: K1, situado nas margens do
cráton (kimberlitos praticamente estéreis), K2 localizado nas proximidades da margem do
cráton (kimberlitos fracamente mineralizados) e K3 (os mais mineralizados), nas partes centrais
do cráton. Já os lamproítos estão restritos às faixas móveis que bordejam as zonas cratônicas.
Ambientes tectônicos preferenciais para kimberlitos K1, K2 e K3 e lamproítos L1.
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A gênese dos kimberlitos ocorre em condições bastante semelhantes às dos
carbonatitos, o que explica a sua constante associação com esse tipo de rocha.
Os principais minerais satélites dos kimberlitos não são, na realidade, propriamente
minerais kimberlíticos, mas minerais encontrados nos xenólitos e nódulos das breccias
kimberlíticas. De um modo geral, os principais minerais satélites são a granada (piropo), o
cromodiopsídio, a picroilmenita e a cromita. Os minerais indicadores da presença dos
lamproítos são a cromita, a turmalina, a granada Mg-almandina (G5) e a ilmenita.
Kimberlito e seus principais minerais associados.
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Depósitos associados às rochas graníticas
As rochas graníticas constituem um grupo de rochas que, no passado, foram alvo de
intensas controvérsias travadas em relação à sua origem (particularmente no que tange à sua
estrita derivação ígnea). A polêmica foi tanta que a expressão cunhada por Reed “Há granitos e
granitos” tornou-se célebre.
A classificação das rochas graníticas deve-se iniciar com a correta nomeação da rocha.
Para tal, emprega-se a classificação proposta pelo IUGS (Streckeisen 1976, Le Maître 1985)
que parte da ausência ou presença (e abundância) dos componentes minerais félsicos maiores
(i.e., quartzo, feldspato e feldspato alcalino) para poder estabelecer a tipologia descritiva. Esses
dados são lançados nos diagramas QAP. Considera-se também, a assembléia de minerais AFM
e seu campo e dados petrográficos e de emplacement.
Diagrama QAP (quartzo, álcali-feldspato, plagioclásio). 1a = silexito; 1b = granitóides ricos em quartzo; 2 = álcalifeldspato granito; 3a = sienogranito; 3b = monzogranito; 4 = granodiorito; 5 = tonalito; 6*=quartzo álcali feldspato
sienito; 7*= qurtzo sienito; 8*= quartzo monzonito; 9*= quartzo monzodiorito / quartzo monzogabro; 10*= quartzo
diorito / quartzo gabro / quartzo anortosito; 6 = álcali-feldspato sienito; 7 = sienito; 8 = monzonito; 9 = monzodiorito
/ monzogabro; 10 = diorito / gabro / anortosito (adaptado Streckeisen 1976).
Deve-se, também para proporcionar uma melhor classificação das rochas granitóides,
lançar mão de critérios químicos e para tal o índice de saturação em alumina que corresponde à
relação entre a alumina e os álcalis permitem discriminar os granitóides peraluminosos (ISA
>1) dos metaluminosos (ISA <1).
ISA = Al2O3 /[CaO +Na2O =K2O]).
Composições metaluminosas são registradas entre os granitóides cálcio-alcalinos
(molar Al2O3 > Na2 + K2O) e granitóides alcalinos a peralcalinos (molar Al2O3 ≤ Na2O + K2O).
O conjunto de dados químicos e isotópicos sugere que os granitóides peraluminosos são de
origem crustal, os granitóides cálcio-alcalinos de origem mista e os granitóides alcalinos a
peralcalinos de origem mantélica.
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Diagrama discriminante A/NK x A/CNK com os campos metaluminoso, peraluminoso e peralcalino (Maniar & Picoli
1989).
Entretanto a simples classificação petrográfica e química, por si só não é suficiente,
havendo a necessidade de se definir o ambiente de geração de tais rochas. Chappell & White
(1974) reconheceram na Faixa Lachlan, da Austrália, dois tipos contrastantes de granitos. Com
base em critérios geológicos, geoquímicos e estudos isotópicos eles definiram os denominados
granitos tipo-S, que seriam um produto da anatexia de rochas sedimentares e os tipo-I que
teriam uma fonte magmática. Como se pode perceber, essa classificação corresponde mais à
origem do protólito do qual elas derivam do que ao ambiente de geração das rochas.
tipo-I
tipo-S
sódio relativamente alto, Na2O > 3,2% nas variedades sódio relativamente baixo, Na2O < 3,2% nas rochas com
félsicas, decrescendo para > 2,2% nos tipos mais ~5% K2O, decrescendo para < 2,2% nos tipos com ~2%
máficos
K2O
mol. Al2O3/(Na2O+K2O+CaO) < 1,1
mol. Al2O3/(Na2O+K2O+CaO) > 1,1
C.I.P.W. diopsídio normativo ou <1% coríndom
C.I.P.W. >1% coríndom normativo
normativo
amplo espectro de composição de félsica a máfica
composição relativamente restrita a tipos com alto SiO2
minerais acessórios: magnetita ...
Minerais acessórios: ilmenita, monazita ....
Principais características entre granitóides do tipo-I e Tipo-S (Chappell & White 1974).
Ishihara (1977) enquadra as rochas graníticas do Pacífico em duas séries: uma à
magnetita, mais oxidada e outra a ilmenita, mais reduzida. Essa divisão proposta não é
exatamente àquela de Chappell & White (1974), pois, embora todos os granitóides da série
magnetita sejam do tipo-I, nem todos os granitóides da série ilmenita compreendem corpos
exclusivamente do tipo-S (Takahashi et al. 1980).
Série Magnetita
Série Ilmenita
Ausência de magnetita
presença de magnetita >0,1%
minerais opacos (mag.+ilm.) em grande quantidade
Minerais opacos em pequena quantidade
susceptibilidade magnética > 10-4emu/g
susceptibilidade magnética < 10-4emu/g
Fe2O3/FeO > 0,5
Fe2O3/FeO <0,5
δ18O baixo
δ18O alto
34
δ S positivo
δ34S negativo
minerais acessórios: ilmenita, hematita, pirita, minerais acessórios: ilmenita, pirrotita, grafita, monazita,
calcopirita
moscovita
Principais características entre granitóides das séries Magnetita e Ilmenita (Ishihara 1977).
Pitcher (1979 e 1982) em sua proposta de classificação das rochas granitóides
considerou-as relacionadas a determinados tipos de ambiente de geração e podendo ser
divididas em 4 tipos: M, I (subtipo Cordilheirano e subtipo Caledoniano), S e A. Essa
classificação - o modelo MISA - considerada como a classificação alfabeto por Clarck (1999), é
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sujeita a várias críticas. Hoje a classificação das rochas graníticas, com relação ao seu ambiente
tectônico de geração encontra-se bastante facilitada pelo emprego de diversos diagramas
discriminantes, como, por exemplo, os de Pearce et al. (1984). De posse da análise química da
rocha pode-se enquadrar o granito dentro de uma dessas divisões: Granito intraplaca (WPG),
granito de arco vulcânico (VAG), granito sin-colisional (SYN-COLG) e granito de cordilheira
oceânica (ORG).
Diagrama Rb x Y+Nb para a discriminação dos settings tectônicos de granitos (Pearce 1996).
Metalogenia Granítica e mineralizações associadas
As rochas graníticas representam do ponto de vista petrológico um grupo de rochas
extremamente interessantes com relação às suas interações com a evolução geológica e pelo
fato delas atuarem como indicadoras dos diversos tipos de ambientes tectônicos presentes no
planeta. Além disso, elas são importantes do ponto de vista metalogênico em virtude da
significativa diversidade de mineralizações (Cu, Mo, Ta, Sn, W, Li, Be, Au, etc.) a elas
associadas.
Os estudos sobre a metalogenia granítica envolvem diversos enfoques intrinsecamente a
elas relacionados, tais como: a sua origem; as suas características petrográficas e químicas; a
relação entre granitos estéreis x granitos mineralizados; a influência do meio litológico; a
origem dos metais nos depósitos (herança x processos magmáticos); os fatores físico-químicos
relacionados à migração e concentração dos metais; o modo de deposição dos fluidos
mineralizadores; a profundidade ou nível de colocação dos corpos; a zonalidade mineralógica;
as paragêneses principais encontradas; etc. Desta forma, a partir deste ponto, serão abordados
diversos aspectos pertinentes ao conhecimento sobre a metalogenia das rochas graníticas.
Na opinião de Raguin (1965), granitos metalogênicos são geralmente aqueles que
correspondem a corpos circunscritos, ou seja, aqueles que formam massas individualizadas têm
caráter homogêneo e são fortemente contrastantes com as rochas encaixantes apresentando,
ainda, as bordas bem definidas.
A associação genética entre depósitos de minerais metálicos e magmas graníticos tem
sido, portanto, objeto de intensos debates na literatura. Com os dados disponíveis hoje em dia,
principalmente os de campo, mineralógicos, de inclusões fluidas e de isótopos, sabe-se que
existem depósitos de minerais metálicos sem qualquer correlação com fluidos magmáticos,
porém em um bom número de depósitos as relações temporal e espacial apontam para uma
correlação diretamente relacionada com o magmatismo granítico quer plutônico, quer
vulcânico.
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Acumulação e descarga de fluidos magmáticos durante o processo de cristalização (Sillitoe 1996).
A associação genética entre o magma granítico e os depósitos minerais está geralmente
relacionada à composição do magma. As intrusões peralcalinas podem trazer em seu bojo
mineralizações de Zr, Nb e ETR, enquanto mineralizações de Sn, Mo e B associam-se a
sistemas mais aluminosos e enriquecidos em flúor.
Em relação ao estado de oxidação dos magmas graníticos pode-se indicar que o Sn e o
W têm tendência de se associar com magmas reduzidos, enquanto o Cu, Au e Mo estão mais
associados com magmas mais oxidados.
Alterações, em virtude de processos hidrotermais relacionados a fluidos graníticos, são
sempre reconhecidas nos depósitos de filiação granítica.
As mineralizações podem ter caráter proximal ou apical e distal ou periférica. As
mineralizações proximais englobam as de Au, Mo, Cu, W, Sn e metais raros geralmente
disseminadas nas partes apicais do plutonito. Os depósitos distais, que apresentam as
mineralizações nas partes periféricas do corpo, compreendem os depósitos epitermais,
escarnitos, pegmatitos, de filões/veios e sulfetos maciços.
Zoneamento lateral e vertical de depósitos minerais relacionados a sistemas intrusivos (Sillitoe & Bonham 1990).
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Ambientes crustais e depósitos hidrotermais de ouro (Groves et al. 1998)
Depósitos proximais ou apicais
a -Depósitos do tipo pórfiro.
Em linhas gerais, são os depósitos apicais contendo Cu, Cu-Mo, Mo, Cu-Au, Sn e W.
Os mais conhecidos são os de Cu-Mo, Cu ou Mo, genericamente, denominados de “Guilbert &
Lowell”. Correspondem a depósitos sulfetados bem zonados com alterações hidrotermais
importantes, com distribuição também zonada diagnóstica. Apresenta às vezes um perfil de
alteração supergênica que reconcentra a mineralização primária (hipogênica) formando um
manto enriquecido de sulfeto secundário capeado por uma cobertura lixiviada sem
mineralização.
O tipo diorito a Cu e Au corresponde a uma variação dos depósitos anteriores, com
mineralização diferente, diferença no desenvolvimento das zonas de alteração e associação com
rochas mais plagioclásias típicas de arcos de ilhas.
A concentração do minério se dá por plumas de vapor (H2O de origem magmática e
meteórica) em um sistema convectivo.
Cu-porfiríticos
Os depósitos genericamente classificados como do tipo cobre porfirítico são aqueles
contendo acumulações de minério de Cu e de Mo disseminado, disseminado-stockwork e em
vênulas e que se encontram intimamente relacionadas, temporal e espacialmente, com as
intrusões graníticas de textura porfirítica. Encontram-se associados a zonas de subducção
relacionadas tanto a margens continentais ativas quanto a arcos insulares. Geralmente
correspondem a depósitos onde a mineralização disseminada constitui grandes volumes de
minério com baixos teores. Os depósitos mais conhecidos encontram-se nas zonas orogênicas
modernas, particularmente na região circunpacífica e em termos de idades são mesozóicos e
cenozóicos, embora também haja registros de depósitos com idades mais antigas (arqueana).
A maioria dos depósitos estudados desenvolve um zoneamento tanto da mineralização
quanto da zona de alteração que envolve a jazida. Essa alteração do minério forma um
envoltório ou cinturão de forma aproximadamente cilíndrica sobre um núcleo com baixo teor de
cobre e molibdênio. O cinturão é envolvido por auréolas piritosas onde o teor de pirita decresce
sucessivamente, sendo que a zona periférica superior da zona piritosa pode conter
mineralizações de Pb, Zn, Au e Ag, além da calcopirita. A magnetita envolve a parte inferior do
cinturão mineralizado.
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Esquematicamente, quatro zonas silicáticas (podem ocorrer variações em virtude do
tipo de rocha encaixante, composição da intrusão e nível de exposição do sistema) envolvem o
depósito: a potássica, fílica, propílica e argílica que, em linhas gerais, correspondem a:
■ zona potássica caracterizada pela presença de ortoclásio, biotita e quartzo, acompanhados de
albita, sericita, anidrita e apatita sendo a magnetita, calcopirita, bornita e pirita comuns.
■ zona fílica ou de sericitização formada pela lixiviação de Na, Ca e Mg dos aluminossilicatos
e caracteriza-se pela presença de quartzo+sericita, sendo os minerais acessórios os mesmos
da zona potássica.
■ zona propilítica caracterizada pelo desenvolvimento de minerais calciomagnesianos
notadamente clorita, epídoto, calcita e anortita, com apatita, anidrita, ankerita e hematita os
principais minerais acessórios. Sulfetos são raros e representados por pirita e calcopirita.
■ zona argílica caracterizada pela presença de montmorilonita, ilita, hidromicas e pirofilita com
ou sem caulinita.
Zoneamento e mineralizações de depósitos do tipo Guilbert & Lowell (Cu-Mo pórfiro).
Zonas de alteração de depósitos do tipo Guilbert & Lowell (Cu-Mo pórfiro).
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Au-pórfiro
Os depósitos de Au-pórfiro são uma variante dos depósitos Cu-porfiríticos só que os
teores de ouro são superiores a 1,5 ppm. Em suas características gerais os depósitos porfiríticos
de cobre ricos em ouro não diferem dos demais depósitos porfiríticos de Cu-Mo, entretanto, os
primeiros apresentam uma maior quantidade de magnetita hidrotermal em relação aos demais
depósitos do tipo pórfiro.
Eles são gerados em arcos vulcânicos-plutônicos em ambientes de arcos de ilhas ou
margens continentais, de todas as idades, associados a suítes graníticas do tipo-I, da série
magnetita, e preservados onde os níveis de erosão são relativamente rasos (menor que 4 km).
Associam-se a plutonitos cálcio-alcalinos baixo e alto K até alcalinos. Nos depósitos onde o
cobre apresenta teor elevado o ouro está associado à calcopirita-bornita com pouca pirita,
enquanto nos depósitos onde o Cu é deficiente o sulfeto predominante é a pirita.
b - Greisens
As mineralizações mais importantes associadas aos greisens correspondem ao Sn
(cassiterita) e W (wolframita), podendo ocorrer ainda Mo (molibdenita), Bi (bismutinita), Li e
Be (berilo).
Os depósitos de estanho e metais raros associados encontram-se espacialmente
associados às zonas apicais de intrusões graníticas rasas (1 a 4 km de profundidade) em
diferentes ambientes tectônicos, sendo que as maiores concentrações de Sn ocorrem em
ambientes sin-colisionais e anorogênicos. Os granitos associados aos depósitos de estanho têm
geralmente composição peralcalina ou peraluminosa.
O enriquecimento em elementos como boro, flúor e lítio, é comum nos granitos
evoluídos e considerados como um dos principais fatores de formação dos depósitos de
estanho. Diferentes tipos de alteração hidrotermal tais como fluoritização, turmalinização,
cloritização, talcificação, silicificação, topazização e albitização também podem indicar os
processos de greisenização, portanto, minerais como topázio, fluorita, turmalina e micas
litiníferas são diagnósticos desses depósitos. Esses mesmos minerais também são indicadores
de granitos evoluídos portadores de metais raros.
Normalmente são depósitos não zonados, geralmente com alteração representada por
certa moscovitização, que depende normalmente da composição da rocha encaixante. Enxames
de veios e filões geralmente de quartzo (quartzo-moscovita, quartzo-topázio, quartzo-turmalina)
em stockwerk ou stockwork gerados por fraturamento hidráulico, estão invariavelmente
associados às zonas alteradas greisenizadas.
Os greisens podem se formar diretamente na cúpula granítica (endogreisens) ou nas
rochas encaixantes (exogreisens).
Shcherba propôs um modelo zonado para as zonas apicais graníticas que corresponde:
anel + externo greisenizado → anel intermediário albitizado (albitito) → anel + interno
microclinizado.
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Modelo esquemático de zona de greisen baseado em Shcherba.
Sistemas F de mineralizações Sn e metais raros. Adapatado de Pollard et al. (1987).
Sistemas B de mineralizações Sn e metais raros. Adapatado de Pollard et al. (1987).
Depósitos periféricos ou distais
Os depósitos periféricos compreendem:
a) filões hidrotermais e pneumatolíticos.
Os filões geralmente estão associados à plutons calcialcalinos, alcalinos e alasquíticos e
podem, de acordo com a concepção mais clássica (Lindgreen 1933 e outros), ser divididos em:
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• epitermais (U, Hg, Sb, As, Au+Te, Mn,...);
hidrotermais
• mesotermais (Ag, Pb, Zn, Ni+Co+Bi, ...);
• hipotermais (Au +Cu, Cu, Au +Mo, Cu +Mo+Bi);
hidrotermal (hipotermal)
/ pneumatolítico
• veios greisenizados (Sn, Sn +Nb+Ta, Sn+W,
Au +W+Sn).
Os filões epitermais são aqueles cujas temperaturas de formação ficam entre 100oC150oC e têm profundidade de colocação em torno dos 500 metros. Geralmente correspondem a
veios quartzosos que encontram-se preenchendo estruturas brechadas. Os depósitos usualmente
relacionados são os de:
♦ cinábrio, com marcassita, estibinita, hidrocarboneto, em ganga de quartzo, opala,
calcita;
♦ estibinita, com pirita e outros sulfetos associados;
♦ metais base (calcopirita, galena, esfalerita), com tetraedrita e ganga abundante de
quartzo, carbonato, fluorita ou barita;
♦ ouro / argentita-ouro / ouro-teluretos / ouro-selenetos, com ouro nativo ou teluretos
de ouro ou selenetos de ouro misturado a prata, argentita e rubysilver (proustita e
pirargirita) subordinados.
Os filões mesotermais são aqueles cujas temperaturas de formação ficam entre 175oC300oC e têm profundidade de colocação (em relação à superfície topográfica original) em torno
dos 1.500 metros. Também correspondem, no geral, a veios quartzosos que se encontram
preenchendo fraturas regulares segundo a direção e caimento. Caracteristicamente são
marcados pela ausência de biotita, granada, piroxênios e anfibólios, turmalina e topázio (alguns
deles quando presentes, e.g., magnetita e especularita, estão em pequenas quantidades). Os
principais minerais de minério são sulfetos, arsenietos, sulfoantimonietos e sulfoarsenietos
representados por: pirita, calcopirita, arsenopirita, galena, esfalerita, tetraedrita, tennantita e
ouro nativo. O quartzo é um dos constituintes predominantes da ganga, entretanto gangas
carbonáticas (calcita, dolomita, ankerita e mais raramente siderita) também são comuns.
Ocasionalmente fluorita e barita podem ser importantes. Adularia é rara e a albita ocorre em
alguns depósitos.
Os filões hipotermais (incluem-se aqui os hidrotermais/pneumatolíticos) são aqueles
cujas temperaturas de formação ficam entre 300oC-500oC, são os tipos de colocação mais
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profunda (ressalvando que o principal critério diagnóstico seria representado pela T).
Piroxênios, anfibólios, granadas, ilmenita, magnetita, especularita, pirrotita, turmalina, topázio,
micas marrons e verdes e espinélios, ausentes ou escassos nos depósitos anteriormente citados,
são, agora, freqüentes. Portanto, um ou mais desses minerais podem estar comumente presentes.
Geralmente correspondem a veios quartzosos que se encontram preenchendo estruturas
irregulares ou assumindo formas lenticulares. Os depósitos usualmente relacionados são
representados por veios de:
♦ cassiterita, wolframita, e molibdenita;
♦ ouro;
♦ cobre-turmalina;
♦ chumbo-turmalina.
b) pegmatitos.
Pegmatitos são corpos caracterizados por apresentarem os seus minerais bem
desenvolvidos, não raro agigantados. Deles aproveitam-se como minerais industriais o
feldspato, a moscovita e o quartzo, as gemas (e.g., turmalina, água-marinha, topázio, kunzita,
etc), e uma série de metais raros como o Li (petalita, espodumênio, lepidolita), Be (berilo), Ta
(microlita, tantalita), além de Sn (cassiterita).
Os pegmatitos podem ser homogêneos e heterogêneos, zonados e não zonados, de
pequeno ou grande porte. Os tipos mais interessantes compreendem os pegmatitos
heterogêneos, zonados (com núcleo de quartzo) e mais albitizados (com mais sódio). De um
modo geral, para Solodov (1959) constituem 4 tipos:
• microclínio;
• albita-microclínio;
• albita;
• albita-espodumênio.
O processo mineralizador dos pegmatitos fortemente mineralizados em metais raros
provavelmente corresponde ao hidrotermalismo. Acredita-se, hoje, que essa mineralização se
processa diretamente a partir da cristalização do magma granítico. Isso, em parte, pode ser
comprovado pelas inúmeras ocorrências registradas, em nível mundial, de granitos a metais
raros.
A classificação dos pegmatitos é fortemente influenciada pelo esquema de
profundidade de emplacement dos corpos graníticos proposto por Buddington (1959). Desta
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forma, os pegmatitos são classificados de acordo com as suas profundidades de colocação e
relações com o metamorfismo e os plútons graníticos.
Cerny (1991) propôs, então, um esquema calcado na correlação do posicionamento
tectônico relacionado aos eventos orogênicos que os formaram. Dessa forma os pegmatitos
foram classificados em 4 categorias (Tabela ...) representadas pelos tipos:
● Abissais: alto grau de T e alta a baixa P;
● Moscovita: alta P, baixa T;
● Elementos Raros: baixas T e P;
● Miarolítica: níveis crustais rasos.
Além disso, esse mesmo autor, após estudar granitos férteis, de composição
supersaturada em Si O2 e seus pegmatitos associados, ainda propôs uma divisão desses corpos
calcada nas principais assinaturas químicas desses corpos que permitiu o reconhecimento de
pegmatitos dos tipos LCT (Li, Rb, Cs, Be, Ga, Sn, Nb<Ta, B, P e F) e NYF (Nb>Ta, Y, REE,
SC, Ti, Zr, Be, Th, U, e F).
Os pegmatitos do tipo LCT (lítio, césio, tântalo) correspondem aos corpos mais
amplamente distribuídos e apresenta uma ampla diversidade de variedades associadas que vão
desde corpos estéreis, pegmatitos portadores de berilo+columbita-tantalita+ fosfatos até tipos
mais complexos ricos em Li. Esses corpos geralmente gravitam em torno dos granitos que
serviram de fonte para essas emissões. A sua composição é enriquecida em Li, Rb, Cs, Be, Sn,
Nb<Ta, B, P, F enquanto Y, Zr, Ti e ETR são baixos.
Os pegmatitos do tipo NYF (nióbio, ítrio, flúor) são menos freqüentes e apresentam
uma paragênese mineral mais simples. Os corpos são encontrados bem próximos ao contato ou
no interior dos corpos graníticos geradores. Eles contêm Nb>Ta, Y, REE, SC, Ti, Zr, Be, Th, U,
e F, sendo o conteúdo de P, B bem baixos.
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classe
abissal
família
-
Grau de
Elementos
Mineralização
menores típicos
fraca a moderada
U, Th, Zr, Nb, Ti, Y,
moscovita
cerâmicos
Feições estruturais
(anfibolito alto) baixa a
Nenhuma
concordante a veios mobilizados
alta P, fácies granulito
(segregações de leucossomas
discordantes
~4-9kb e ~700-800 C
fraca a moderada,
micas e materiais
Relação com o granito
o
ETR, Mo
-
Ambiente metamórfico
Li, Be, Y, ETR, Ti, U,
Th, Nb>Ta
anatéticos)
alta P, Barroviana
Nenhuma
fácies anfibolito (cianita-
(corpos anatéticos) a marginal
sillimanita)
e externa
quase concordante a discordante
o
~5-8 kb e ~650-580 C
baixa P, Abukuma
LCT
fraca a abundante,
Li, Rb, Cs, Be, Ga,
anfibolito a xisto verde
gemas e minerais
Nb<, >Ta, Sn, Hf, B, P,
superior (andalusita-
(interior a marginal)
sillimanita)
exterior
industriais
F
quase concordante a discordante
o
Elemento
~2-4Kb e ~650-500 C
Raro
fraca a abundante,
NYF
minerais cerâmicos
pods interiores, corpos concordantes a
Y, ETR, Ti, U, Th, Zr,
variável
interior a marginal
discordantes exteriores
raso a subvulcânico
interior a marginal
pods interiores a diques
Nb>Ta, F
miarolítico
NYF
fraca, gemas
Be, Y, ETR, Ti, U, Th,
Zr, Nb>Ta, F
~1-2kb
Classificação dos pegmatitos de Černý (1991).
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c) Depósitos do tipo Cu-Au-óxido de ferro (IOCG)
São depósitos controlados por falhas ou zonas de cisalhamento e considerados como
relacionados a intrusões graníticas, apesar de apresentarem disposições distais. Correspondem a um
produto magmático-hidrotermal caracterizado por uma quantidade significativa de fluidos de
origem não magmática (sedimentar-evaporítica e meteórica).
Eles localizam-se preferencialmente em estruturas tectônicas, apresentando abundantes
minerais de ferro (magnetita e/ou hematita) e formam depósitos em veios e brechas. Os elementos
principais, Cu, Au e/ou Ag, que constituem a mineralização são acompanhados de Co, U, ETR, Ba
e F. Eles são encontrados em distritos onde ocorreram intensos processos relacionados ao
metassomatismo Na-Ca-Cl. As idades dos granitos encontrados nas proximidades dos depósitos são
bem próximas às da mineralização. Nos depósitos, a magnetita predomina naqueles de origem
relativamente profunda em detrimento da hematita que ocorre nos depósitos formados em
profundidades menores. Esses depósitos aparentemente demonstram certa analogia com os
depósitos de magnetita-apatita do tipo Kiruna (Willians 2000).
A maioria dos depósitos proterozóicos mostra associação com magmatismo anorogênico ou
magmatismo gerado em orogenia ensiálica. Existe grande concentração de depósitos com idades
entre 1,8 e 1,4 Ga e dentre os exemplos mundiais pode-se citar o de Olympic Dam e do Distrito de
Cloncurry (Austrália) e os depósitos do distrito de Carajás. Dentre os exemplos de depósitos mais
novos, fanerozóico, registra-se o de Candelária (Chile).
Ambientes propícios para a formação de depósitos de Cu-Au-óxido de ferro (Willians 2000).
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Depósitos proximais e periféricos
a) escarnitos.
Os depósitos pirometassomáticos (escaníticos) são aqueles formados pela interação entre
plutonitos graníticos (granito, diorito, monzonito) além de sienitos, gabros, diabásios ou os seus
pórfiros correspondentes e as rochas encaixantes (que podem ser de qualquer tipo) em função do
metamorfismo de contato, cujas temperaturas situam-se entre 400oC e 600oC. Esses depósitos se
desenvolvem melhor quando as rochas encaixantes são representadas, preferencialmente, por
rochas calcáreas.
A associação mineralógica é característica: calcopirita, pirita, pirrotita, esfalerita e
molibdenita são os sulfetos mais comuns; magnetita e especularita os óxidos mais comuns. Dentre
os principais tipos de depósitos encontram-se os de Fe, W, Cu, Pb-Zn, Mo e Sn.
Na ganga encontram-se silicatos de cálcio, magnésio, ferro e alumínio (elementos
geralmente fornecidos pelas rochas encaixantes tipo carbonáticas e argilitos). Granada, epidoto,
vesuvianita, diopsídio, tremolita e wollastonita são os minerais correspondentes.
A geração desse tipo de depósito é seqüencial e em linhas gerais podem-se apontar três
fases formacionais: a partir do metamorfismo termal, logo a partir da intrusão (1o fase), seguida de
um intenso processo metassomático que traz a mineralização primária (2o fase) seguida de um
retrometamorfismo que reconcentra a mineralização (3o fase).
Esses depósitos são geralmente bem zonados e situados na interface com a rocha
carbonatada.
Os reaction skarns correspondem a níveis de margas ou material misto vulcano-sedimentar
transformados em rochas calciossilicatadas em função do metamorfismo regional. A mineralogia
com relação ao tamanho dos grãos, a composição química (- Fe nas rochas calciossilicáticas) e o
conteúdo em metais diferem em relação aos escarnitos (+ Fe no escarnito).
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Mineralizações relacionadas aos escarnitos.
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Magmas Graníticos enriquecidos em metais raros
De modo geral, a evolução dos magmas graníticos pode-se dar, predominantemente, através
da remoção de material da fonte não fundida (restito) e pela cristalização fracionada. Magmas
graníticos que evoluem predominantemente por cristalização fracionada podem se tornar,
significativamente, enriquecidos em elementos incompatíveis e, portanto, gerar um potencial para
mineralizações, particularmente as de Sn, Ta, Cu e Mo.
Esses magmas residuais podem:
■ ser injetados nas rochas encaixantes e cristalizar como pegmatitos mineralizados a metais
raros;
■ cristalizar in situ como granitos a metais raros;
■ gerar fluidos magmáticos-hidrotermais enriquecidos em elementos metálicos que poderão
cristalizar (durante os processos de alteração pervasiva) nos sistemas portadores de Sn.
Em alguns casos, o fracionamento químico pode ser detectado através de uma série de
fácies menos fracionada, anteriores, sugerindo que os magmas originais foram provavelmente
derivados de uma fonte ‘normal’ não enriquecida em metais raros (Lehmann 1990). Em outros, não
se observam as fácies menos evoluídas e os magmas originais são inferidos como derivados de
fontes especiais (enriquecidas em metais raros) ou através de pequenos graus de fusão parcial do
protólito.
O principal papel dos constituintes voláteis (F, Li, B, e P) é o de diminuir progressivamente
as temperaturas líquidus e solidus com o aumento de sua concentração, quebrar a rede dos
aluminosilicatos do líquido e, portanto, fornecer sítios adicionais para a incorporação de elementos
incompatíveis e de raio iônico grande e fornecer uma oportunidade para um extensivo
fracionamento e para a promoção de tendências distintas dos elementos maiores na composição do
magma.
Os granitos ricos em metais raros podem ser divididos em três tipos geoquímicos. Para
Kovalenko (1978) eles podem ser considerados como dos tipos:
■ Li-F, que contém mineralizações de Ta-Li-Sn e, às vezes, W;
■ padrão, que inclui mineralizações de W, Mo, Be e raramente Ta e Sn;
■ granito agpaítico, que contém depósitos de ETR, Y, Nb e Zr.
Granitos do tipo Li-F tem estrutura interna complexa, com fases iniciais alasquíticas e fases
finais incluindo albita-granito. São granitos peraluminosos, ricos em F e apresentam a amazonita,
zinwaldita ou lepidolita dentre seus minerais mais importantes. Seus análogos efusivos e
subvulcânicos são ongonito e riolito ricos em F.
Granitos do tipo padrão são peraluminosos, pobres em F e suas composições correspondem
à granítica média pobre em Ca.
Os granitos agpaíticos são naturalmente peralcalinos, formam maciços individualizados, ou
conectados a biotita granitos ou do tipo Li-F.
Para Pollard (1989, 1995) os granitos especializados em metais raros correspondem aos:
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■
Álcali granito contendo minerais peralcalinos principalmente associados a
mineralizações de Nb (pirocloro). Esses granitos são comumente anorogênicos e
caracterizados por expressivos conteúdos de F, Nb, Zr, Rb, Sn e ETR e baixos conteúdos
de CaO, Ba, Sr e Ta/Nb.
■ Biotita e/ou moscovita granitos com micas de Fe e Li aos quais se associam
mineralizações de Nb-Ta(-Sn) sob a forma de columbita-tantalita e cassiterita. Ocorrem
em ambientes anorogênicos a pós-orogênicos, sendo caracterizados pelo alto conteúdo
em F, Rb e Sn e baixo CaO, Ba, Sr e Eu.
■ Lepidolita-albita granito que apresenta topázio, associado com mineralizações de Ta (Nb-Sn) (columbita-tantalita e cassiterita rica em Ta). Eles ocorrem em ambientes pósorogênicos caracterizados pelos altos conteúdos de Al2O3, F, Li, Rb, Sn, Ta e Ta/Nb e
baixos Ba, Sr, Eu, Zr e ETR.
As variedades peraluminosas geralmente ocorrem em cinturões dobrados, como plútons
pós-orogênicos, estando associadas predominantemente com mineralizações de Ta (-Sn) contendo
topázio primário e micas ricas em Li. A mineralização (columbita-tantalita, microlita e cassiterita
rica em Ta) é disseminada nas partes apicais da fácies mais evoluída do corpo granítico.
As variedades peralcalinas contendo arfvedsonita e egirina primárias, em sua maioria,
foram posicionadas durante eventos extensionais ou migraram para porções mais elevadas a partir
de hot spots do manto em antigas regiões cratônicas, formando complexos anelares subvulcânicos.
As mineralizações formadas são do tipo disseminadas sendo que predominam as mineralizações do
tipo Zr, Nb e ETR formadas durante a cristalização do magma ou durante alteração hidrotermal
pervasiva (metassomatismo Na e Ca).
Os depósitos de Ta relacionados aos granitos (especializados) encontram-se, geralmente, ou
como zonas maciças ou em forma de lentes, com a mineralização disseminada nas zonas apicais
desses corpos. Para Raimbault et al. (1991) granitos portadores de tântalo podem ser divididos em
duas classes:
■ pobre em sílica (67%< SiO2 <72%) e enriquecido em P (0,6% < P2O5 < 2%) denominada
ambligonita granitos (correspondendo ao subtipo ambligonita-lepidolita pegmatito a metais
raros-LCT);
■ com sílica normal (71% < SiO2 < 76%) e com baixo P (P2O5 <0,15%).
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Formação Ferrífera Bandada
As formações ferríferas bandadas (em inglês:banded iron formation BIF ) correspondem a
uma rocha sedimentar ou metassedimentar (≥ 15% Fe) de origem química, vulcanoquímica ou
bioquímica finamente estratificada, apresentando camadas de óxidos, carbonatos, sulfetos ou
silicatos de ferro rítmicamente alternadas com camadas diferenciadas destas (quartzosas,
anfibólicas, quartzo cloríticas, etc.).
São 4 as fácies mineralógicas das FFB:
- óxido: magnetita e hematita;
- silicato: cummingtonita, grunerita, greenalita, minnesotaita, stilpnomelano, Fe cloritas;
- carbonato: ankerita e siderita;
- sulfeto: pirita e pirrotita.
Admite-se que bactérias photosynthetic produziram oxigênio nos antigos oceanos e com
isso provocaram a precipitação do óxido de ferro (Fe proveniente de exalações submarinas) que
não é solúvel na água.
As formações ferríferas consistem da alternância de finas camadas de óxido de ferro
(geralmente magnetita e hematita) e argila, chert ou jaspe. A deposição destas camadas teve um
apogeu do Neoarqueano ao Paleoproterozóico, provavelmente devido ao enriquecimento em O2 da
atmosfera neste período o que levou a oxidação de ferro em solução (Fe+2->Fe+3) nos mares
daquelas épocas. Os depósitos datam de antes de 3,0 Ga. mas, alguns, têm idades por volta de 2,5
Ga. e outros são mais jovens com 1,8 Ga. Exceções ocorrem como as idades de 0,8 a 0,6 Ga.
As rochas associadas dependem do ambiente de geração e podem incluir: rochas vulcânicas
máfica-(ultramáfica), tufos intermediários a félsicos, rochas sedimentares ricas em quartzo, argila,
grauvacas, rochas sedimentares carbonosas e dolomito. Os dois tipos principais são o Lago
Superior e o Algoma.
O tipo Lago Superior é formado em ambientes estável de plataforma - foredeep nas
margens de cratons Proterozóicos. As rochas associadas incluem dolomito, arcósio, quartzito,
argilito carbonoso, conglomerado e uma menor participação de rochas vulcânicas.
O tipo Algoma é formado em ambiente marinho tectonicamente instável (greenstone belts)
de arco vulcânico (e outros settings relacionados) do Arqueano ao Proterozóico. As rochas
associadas incluem turbiditos, grauvacas, argilitos, rochas vulcânicas e rochas sedimentares
metalíferas.
Os depósitos associados correspondem aos de manganês situados nas proximidades, ou
diretamente relacionados às FFB. Algumas formações ferríferas podem ocorrer como fácies laterais
de depósitos de sulfetos massivos do tipo VMS. Há também, uma relação espacial, entre formações
ferríferas e depósitos de ouro.
No Brasil as camadas ferríferas bandadas podem desenvolver depósitos de ferro
economicamente exploráveis dos dois tipos. As jazidas de itabiritos do Quadrilátero Ferífero,
Minas Gerais, relacionas ao Supergrupo Minas, pertenceriam ao tipo Lago Superior e o depósito de
Carajás ao tipo Algoma.
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Formação ferríferas bandada, Ontario, Canadá (hematita / magnetita e bandas de jaspe vermelho).
Afloramento típico de FFB.
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Depósitos originados por concentração residual
Esse é um grupo de depósitos, importante para países com clima tropical úmido (e.g.,
Brasil) formado pela acumulação residual de uma ou mais substâncias após a remoção de outras
instáveis às condições físico-químicas locais.
Os principais tipos de depósitos residuais compreendem depósitos formados por processos
de laterização e os caracteristicamente não lateríticos. Os depósitos lateríticos abrangem as jazidas
de: alumínio (bauxito), manganês e níquel (garnierita). Os depósitos não lateríticos compreendem
os de fosfato (apatita), titânio (anatásio), vermiculita, nióbio (pirocloro) e terras raras (monazita e
florencita).
Depósitos lateríticos
Esses depósitos geneticamente relacionam-se aos processos intempéricos e desenvolvem-se
geralmente em antigas superfícies de aplainamento, onde serão propiciadas as condições ideais
para a lixiviação dos componentes indesejáveis (e.g., sílica).
■ Bauxito
Os depósitos de bauxito formam-se sobre rochas com ausência de quartzo, particularmente
sobre nefelina sienitos, basaltos e calcários. A posição geomorfológica também é importante
permitindo distinguir os depósitos de plateau dos depósitos de encosta.
A rocha bauxítica (constituída geralmente pelos minerais bohemita e gibbsita) forma-se em
clima úmido tropical, onde haja a rápida lixiviação das rochas do Na, K, Ca e Mg e a separação do
Al do Si e do Fe.
■ Níquel laterítico
Os depósitos de garnierita só se formam sobre rochas ultrabásicas e in situ (autóctones). Os
minerais mais comuns nesses depósitos são: a goethita, as serpentinas, o talco e as smectitas. O
minério pode ser de dois tipos: oxidado (Ni associado à goethita) ou silicatados (Ni associado à
serpentina ou talco).
Geralmente o perfil de alteração é representado por uma cobertura de goethita sobre uma
parte enriquecida com silicatos, passando para a rocha inalterada de composição dunítica.
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Perfil esquemático de depósito de Ni laterítico.
■ Depósitos de manganês
Os depósitos de manganês formam-se sobre rochas carbonatadas manganesíferas (com
rodocrosita), sobre xistos manganesíferos (com espessartita e secundariamente com rodonita e
piemontita) e sobre tufos e cinzas (metamorfisados ou não). Podem constituir depósitos de até 100
Mt.
Assemelham-se na disposição às lateritas ferruginosas, assumindo o seguinte perfil a partir
da superfície:
minério pisolítico → plaquetas → nódulos → matacões.
Junto ao substrato rochoso podem formar-se concentrações maciças de minério compacto.
Na superfície podem encontrar-se também a goethita. Nos níveis inferiores manganesíferos
encontram-se o psilomelano, a manganita, a polianita e a dialogita (carbonato).
Depósitos não lateríticos.
Depósitos de P, Nb, Ti
São depósitos residuais normalmente relacionados às intrusões carbonatíticas onde as
acumulações de P (apatita), Ti (anatásio), Nb (microlita), TR (monazita) e vermiculita dão-se pela
alteração e lixiviação dos carbonatos dos carbonatitos.
Os minerais que se encontram disseminados na rocha carbonática, são estáveis às
condições intempéricas e após a remoção desta, acumulam-se formando, localmente, os depósitos
minerais. As condições consideradas como necessárias para a formação dos depósitos
correspondem (além da composição favorável da rocha matriz, i.e., portadora dos minerais
econômicos) condições de relevo e clima favoráveis (clima tropical, i.e, com estações chuvosa e
seca bem definidas), velocidade de erosão controlada, e os aspectos estruturais da região. É claro
que para que não haja a completa erosão do depósito há a necessidade da formação de uma
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depressão onde o minério possa se acumular. Profundidades de intemperização registradas podem
atingir mais de 200 metros.
No perfil de intemperização têm-se as concentrações de titânio encimando as de fosfato. A
formação das concentrações de titânio deriva, provavelmente, da transformação da perovskita
(CaTiO3) em anatásio (TiO2) pela simples remoção do cálcio admitindo-se, entretanto, a formação
deste a partir da solubilização do titânio ( retirado dos minerais de Ti existentes, incluindo-se o
próprio anatásio) seguida da reprecipitação sob a forma de anatásio. Essa hipótese foi considerada
para explicar a presença no depósito de Tapira de cristais substancialmente maiores deste último
mineral em relação aos de perovskita. Com relação ao depósito citado, imediatamente abaixo no
perfil de alteração com titânio (> 15% TiO2 e <5% P2O5 solúvel) encontram-se as mineralizações
de fosfato com titânio (> 15% TiO2 e >5% P2O5) que por sua vez passa para uma zona
mineralizada essencialmente com apatita (<15% TiO2 e >5% P2O5).
Depósitos de fluorita
Depósitos desse tipo podem ter uma grande tonelagem e apresentar a sua mineralização
distribuída ao longo de dezenas de quilômetros (e.g. Marico, no Transvaal, África do Sul com 80 a
100 milhões de toneladas com 15% CaF2 , encontradas ao longo de uma faixa com ~ 60 km).
Em bases regionais esses depósitos são controlados pelo paleorelevo, mas em detalhe o
minério está localizado em horizontes vesiculares e paleokarsts desenvolvidos no dolomito quando
este estava exposto ao ar. A fina laminação rítimica foi interpretada como uma feição
sinsedimentar, enquanto a fluorita foi concentrada durante o processo diagenético.
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Depósitos Supérgenos
Os processos supérgenos (confundidos normalmente com o intemperismo) são
extremamente importantes em razão de propiciarem uma reconcentração das mineralizações a partir
de um minério primário que, às vezes, encontra-se em concentrações (teores) antieconômicos.
Desta forma esses processos podem viabilizar a lavra de determinados tipos de bens minerais.
As condições de clima tropical (quente e úmido) favorecem a atuação desse mecanismo
reconcentrador.
O mecanismo de atuação desse processo de concentração ou enriquecimento pode ser mais
bem compreendido analisando-se os seus efeitos sobre um depósito sulfetado ( Cu, Pb, Zn, Ni e
Co).
O minério supergênico ocorre em duas regiões distintas: a zona oxidada e a zona
supergênica ou de cementação, diretamente relacionada à circulação das águas subterrâneas.
Acima do lençol freático há uma rápida circulação da água de superfície que se infiltra no
solo. Essa zona passa a ser então muito aerada (com O2 e CO2) com as águas muito oxidantes
dotadas da capacidade de dissolver os elementos químicos de rochas e minérios. Os sulfetos
primários são oxidados formando a zona de oxidação. Essa zona é encimada por um “gossan”
superposto a uma zona lixiviada e por fim o minério oxidado, propriamente dito, limitado na base
pela superfície freática.
Dentro do lençol freático as rochas e o minério encontram-se permanentemente embebidos
pela água. Nessa zona a circulação dos fluidos e elementos lixiviados da parte superior é lenta em
direção aos níveis de base do lençol freático. Nesses níveis (parte inferior do lençol freático)
depositam-se, então, esses elementos constituindo a zona de cementação, que vai gradando para os
níveis mais inferiores para a mineralização primária hipogênica, onde não há quase a circulação da
água.
Enriquecimento supérgeno em filão.
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Depósitos Sedimentares
Os depósitos sedimentares constituem um grande grupo que, normalmente, apresentam
mineralizações, composicionalmente, pouco complexas e, mineralogicamente, menos variadas.
Quase sempre constituem depósitos bastante extensos, distribuídos por grandes áreas e com
reservas minerais bastante significativas.
Encontram-se representados por:
■ depósitos sedimentares senso estrito, ou seja, depósitos nos quais o minério constitui um dos
estratos da coluna sedimentar local (singenético);
■ depósitos cujos minérios foram formados após a deposição dos sedimentos (epigenético).
Depósitos sedimentares senso estrito
Nesse tipo de depósito enquadram-se os:
a) depósitos formados por deposição química:
■ cobre sedimentar / copperbelt;
■ fosfato marinho;
■ manganês marinho;
■ evaporitos.
b) depósitos formados por deposição clástica:
■ aluviões;
■ jazidas litorais;
■ elúvios e colúvios.
Depósitos sedimentares com mineralização posterior
Esses depósitos são formados a partir de fluidos mineralizantes (salmouras marinhas,
fluidos expulsos de calcários pela diagênese ou dolomitização, fluidos que ascendem por falhas sin
ou pós-sedimentares a partir de aquíferos ou águas meteóricas) que percolam os sedimentos
encaixantes.
Os seus tipos mais clássicos correspondem aos depósitos estratiformes de cobre
sedimentar (divididos nos tipos kupferschiefer e red bed) e os de Pb / Zn.
■ Red beds (não marinho);
■ Sabkha / kupfershiefer (marinho).
■ Mississipi Valley type (MVT)
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Principais Tipos de Depósitos Singenéticos
Depósitos do tipo copperbelt
O exemplo típico vem do cinturão cuprífero da Zâmbia e do Zaire onde ocorrem depósitos
de cobre, formados próximo da linha de costa de uma transgressão marinha. Presumivelmente a
fonte dos metais (Cu) deriva da lixiviação do embasamento arqueano granito-gnáissico,
transportada para os sítios de deposição pelas principais drenagens que dissecam a região.
O cobre ocorre no estado nativo (100% Cu), como sulfetos como calcocita (Cu2S, 79% de
Cu), covellita (CuS, 66% de Cu), calcopirita (CuFeS2, 34% de Cu), bornita (Cu5FeS4, 56-69% de
Cu), como óxido, com teores variáveis de cobre, esse é o caso da cuprita (CuO, 88% de Cu), como
carbonatos, malaquita (Cu (OH/CO3)2 de Cu) e silicatos, crisocola (CuSiO3 nH2O).
Na Zâmbia o minério ocorre em rochas sedimentares (reduced euxinic sediment) com cerca
de 99 Ma, do Grupo Roan, Supergrupo Katanga. A principal rocha hospedeira das mineralizações
corresponde a um folhelho carbonoso rico em sulfetos, particularmente os de cobre. Os sulfetos
também podem se depositar em siltitos, arcósios e quartzitos. O zoneamento da distribuição do
metal e a mineralogia apontam para uma distribuição em fácies transgressivos-regressivos.
Os sulfetos e óxidos encontram-se em rochas sedimentares que foram provavelmente
depositadas em um ambiente costeiro árido com anidrita (Ca SO4) e dunas de areias quartzosas
(Mufulira) e em ambiente do tipo planície de maré litorânea (Chambishi e N' Changa).
Os sedimentos mineralizados variam em espessura de poucos metros a dezenas de metros.
Eles estão restritos a um estreito intervalo sobre ou a poucos metros acima do embasamento. O teor
do minério varia de 3 a 6% Cu, atingindo em casos excepcionais cerca de 15 - 20% Cu.
No litoral, o cinturão cuprífero é marcado pela presença de uma seqüência terrígena grossa
representada por conglomerados e arcósios, que gradam, afastando-se deste, para:
argilas arenosas → argilitos com sulfetos finos (bornita e calcocita) → argilitos dolomíticos
piritosos ou para dolomitos verdadeiros.
Esses depósitos apresentam uma zonalidade química com o sulfeto de cobre depositando-se
antes do sulfeto de ferro. A zonalidade horizontal é marcada, do litoral para o mar franco, por:
calcocita → bornita → calcopirita → pirita
A zonalidade vertical é proporcionada pelo movimento transgressivo. O ambiente de
sedimentação ainda é caracterizado por estratificações cruzadas, marcas de onda e slumpings.
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Estilo dos depósitos de cobre tipo Zâmbia
Depósitos de Minério de Cobre em Arenitos e Xistos
Jazidas de cobre podem ocorrer estratificadas na forma de depósitos de pirita, calcopirita e
bornita, em corpos acamadados de sedimentos terrígenos. Sua representação mais importante está
localizada na URSS: Dschiskasjan, Kasachstan e Udokan, Sibéria.
Em Udokan, os depósitos de minério de arenito cuprífero no oeste de Sabaikab, URSS, são
rochas sedimentares do Proterozóico, metamorfizadas na fácies xisto verde. Os depósitos foram
formados em ambiente subaquoso em deltas superficiais sendo hoje encontrados sob a forma uma
grande sinclinal com cerca de 25 km de comprimento que foi cortada e preenchida por diques de
gabro-diorito e granito porfirítico.
O minério consiste de calcopirita, calcosita, bornita e pirita, além de aglomerados zonados
de pirita-calcopirita-bornita-calcosita. Sua formação se dá em duas etapas: na primeira o nível
mineralizado em cobre tem origem singenética, ocorrendo de forma acamadada; já a segunda fase
ocorreu durante a intrusão de diques de diques magmáticos, sofrendo influência hidrotermal,
formando então o minério de cobre epigenético.
Depósitos de fosfato marinho
Na natureza podem ser observados três tipos de depósitos fosfáticos: apatitas ígneas,
fosforitos marinhos e tipo guano, que se referem à acumulação de excrementos de pássaros
marinhos em regiões de aninhamento. Aqui, porém, serão abordados apenas os aspectos dos
fosforitos marinhos.
Fosforitos
Fosforitos são sedimentos marinhos primários formados dentro do ambiente de deposição.
Os fosforitos tanto podem ser ortoquímicos quanto aloquímicos.
Constituintes ortoquímicos são um tipo de componente não clástico, com partículas do
tamanho da argila, formados fisicoquimicamente ou bioquimicamente dentro da área de deposição
e que demonstram pouca ou nenhuma evidência de transporte ou de agregação.
Constituintes aloquímicos são, por sua vez, maiores do que as partículas de argila e também
foram formados fisicoquimicamente e bioquimicamente dentro da área de sedimentação, mas que
se organizam em discretos corpos agregados que podem apresentar algum transporte dentro da área
de deposição.
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A lama fosforítica autigênica microcristalina (microsforita) que precipita in situ, tanto
bioquimicamente quanto fisicoquimicamente, corresponde a um fosforito ortoquímico.
Se a lama microsforita é, subsequentemente, modificada agregando-se em discretas
partículas clásticas então ela passa a ser considerada como um fosforito aloquímico.
Essa lama pode ser ingerida e excretada por diversos tipos de organismos formando então
os fosforitos peletais. Se há energia suficiente no ambiente deposicional as lamas podem se agregar
em torno de um núcleo (grão) para formar oolitos ou pseudo-oolitos. Um outro tipo de grão
aloquímico compreende o material esqueletal fóssil que se deposita no sistema sedimentar.
Os fosforitos primários podem ser modificados por processos subseqüentes produzindo
ainda duas outras variedades de grãos macroscópicos:
■ Os fosforitos litoquímicos, que correspondem a um fosforito retrabalhado e depositado em
unidades mais recentes e,
■ Os grãos metaquímicos, que correspondem aos fosforitos trabalhados por processos subaéreos
intempéricos que transformam químicamente e mineralogicamente os fosforitos.
A composição dos microgrãos de fosfato apresenta tanto componentes mineralógicos
quanto biológicos. Dessa forma esses grãos vão, individualmente, diferir na sua constituição
podendo ser quase considerados como rochas com composições particulares. O principal
componente primário dos grãos corresponde a fluorapatita criptogranular. Secundariamente tem-se:
microorganismos fósseis; romboedros de dolomitos; areia e argila (sedimentos terrígenos).
Os depósitos de fosfato marinho são gerados por correntes ascendentes que, vindo das
porções oceânicas mais profundas, carreiam as águas frias saturadas em CO2 e P2O5 para as regiões
plataformais mais rasas. Os ambientes podem variar de lagunal, estuarino, litoral a intramaré
(intertidal).
A precipitação do fosfato se dá em matriz carbonatada ou margosa (a mais importante),
silicatada (clástica ou química), argilosa ou aluminosa e gipsítica ou ferruginosa. São formações
típicas de latitudes compreendidas entre 10o e 23o (águas quentes). Porém certo número de
depósitos Jurássicos e, possivelmente, alguns Cambrianos foram formados em latitudes
intermediárias (30o - 50o).
Uma seqüência típica de precipitados químicos, das águas mais profundas para águas mais
rasas corresponde:
material carbonoso → fosfato → sílica → carbonatos ricos em Mg →
sulfatos → cloretos
Disso resultaria uma sucessão de rochas que, do mar para a linha de costa, seria formada
por:
folhelhos pretos → fosforitos inorgânicos / orgânicos → chert / diatomitos →
dolomitos / calcários → evaporitos.
Uma das zonas fosforíticas mais representativas do mundo por conter vários depósitos de
classe mundial, corresponde àquela encontrada na Flórida, EUA.
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No Brasil os depósitos de fosforitos ocorrem em Patos de Minas (MG) e Olinda (PE).
(Neves & Carvalho, 1985). Em Patos de Minas (MG) eles estão localizados na região de Rocinha e
Lagamar, e, estão associadas à Formação Vazante correlacionável ao Grupo Bambuí (Dardenne et
al. 1979). Esses depósitos apresentam-se sob a forma de duas lentes alongadas na direção N-NE,
com reservas estimadas em torno de 163.401.555 toneladas de minério com teor de 12,07% de
P2O5.
Os fosforitos da localidade de Paulista (PE) estão associados à Formação Gramame,
constituídas por calcários argilosos, margas e argilas, com reservas estimadas em torno de
20.972.914 toneladas de minério, com teores de 21,99% de P2O5.
Depósitos de Manganês Marinho
A classificação dos depósitos sedimentares (estratiformes) de manganês pode ser
considerada como:
■ do tipo vulcanogênico-sedimentar e não vulcanogênico (Roy, 1976);
■ vulcanogênica, nãovulcanogênica e híbrida (Guilbert e Park Jr., 1998).
Alguns tipos de depósitos vulcanogênicos estão associados com formações ferríferas
bandadas de origem exalítica distal submarina.
Os não vulcanogênicos podem ser do tipo sedimentos continentais-terrígenos em
geossinclinais ou plataformas.
Aqui serão considerados os três subtipos principais de depósitos de manganês marinho:
■ Nikopol ou a glauconita;
■ carbonato dolomítico;
■ nódulos de manganês pelágicos.
Subtipo Nikopol (URSS)
Os depósitos de manganês do subtipo Nikopol (Figuras e ) que incluem o depósito
homônimo situado no rio Dnieper e o do campo de Chiatura, no Cáucaso, representam uma classe
de jazidas de grande porte (1,7 bilhões de toneladas) e com teores de óxidos de manganês entre
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15%-35%. Depósitos desse tipo representam cerca de 70% das reservas mundiais. São formados
em plataformas continentais, estuários e outros ambientes marinhos de águas rasas.
As concreções de manganês ocorrem no meio da zona mineral de óxido de carbono na parte
leste do depósito de Nikopol (Grushevsko-Basan, seção superior, Grushevskiy, open-pit da mina).
Nesse caso, as camadas mineralizadas são verticalmente heterogêneas e são agora divididas
internamente em três layers. As concreções ocupam uma posição estritamente específica na
seqüência da camada mineralizada, onde são acumulados em espessuras de 7 a 25cm entre a
cobertura inferior de carbonatos e a cobertura média de óxido de carbono.
As rochas que contém as concreções de manganês consistem de limonita amarelo clara; as
rochas com concreções de nontronita consistem de argilas ricas em notronita ou com alguma
limonita. A porção contendo poucas concreções de nontronita se estende por quase todo o depósito
Nikopol e contém em torno de 19,25% d ferro.
O minério consiste de pirolusita oolitica e nodular numa matriz de óxidos de manganês e os
sedimentos associados são argilitos, mármores e arenitos. O minério manganesífero apresenta um
zoneamento lateral, gradando do litoral para o mar mais profundo, de :
minério oxidado → minério óxido - carbonatado → minério carbonatado
As camadas formadas apresentam espessuras médias entre 2 e 3,5 m e cobrem uma área de
até 150 km2 de extensão. Os principais óxidos encontrados correspondem a pirolusita (MnO2) e ao
psilomelano (óxido de Mn hidratado). Os carbonatos são a manganocalcita e a rodocrosita
(MnCO3).
A base da camada do minério é marcada por areias glauconíticas com concreções
irregulares, nódulos e massas terrosas irregulares de óxidos e/ou carbonatos de Mn em uma matriz
síltica ou argilosa. O topo da camada é marcado por óxidos de ferro.
Subtipo seqüência carbonatada
Esse tipo pode formar-se em ambientes geossinclinais, em seqüências dolomito-calcárias
ou sobre zonas cratônicas rígidas.
No caso das zonas cratônicas o minério é oxidado e contido em calcários e dolomitos,
encaixado entre areias (uma sequência grossa, litorânea a continental de red beds) e carbonatos
(sobretudo dolomítico com fósseis indicativos de águas rasas e agitadas).
A associação com camadas de red beds e a presença de leitos de gipsita (CaSO4. 2H2O)
indicam deposição próximo à linha de praia em época de clima árido.
A mineralogia do depósito inclui a pirolusita com psilomelano e coronadita [Pb (Mn+2,
Mn+4)8 O16]. Os corpos mineralizados encontram-se alinhados paralelamente às linhas de praias
indicando com isso deposição química singenética.
Nódulos de Mn pelágicos
As zonas de profundezas abissais cobrem, na superfície do globo, uma área de 320 milhões
de km2, com uma profundidade média de 3,8 km. Nas zonas ainda mais profundas (5.000 metros ou
mais) dos oceanos, particularmente do Pacífico, ocorre uma série de nódulos pretos de tamanhos
variados e compostos por óxidos de Fe e Mn. A tonelagem estimada desses nódulos dispostos nas
planícies abissais vai de 50 bilhões de toneladas a mais de 1 trilhão de toneladas. Onde esses
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nódulos são mais abundantes chega a se ter 100 nódulos / m2 (Figura 12). Normalmente eles
contêm 20 a 30 % de óxido de manganês, com algum ferro. Um pouco mais de 2 a 3 % de cobre,
níquel e cobalto podem estar presentes.
Os principais óxidos, pirolusita (MnO2) e birnessita [(Na,Ca)Mn7O14.3H2)], são depositados
como camadas concêntricas (Figura ) em torno de núcleos de grãos de areia, dentes de tubarão ou
qualquer outro tipo de material.
Nódulos de manganês do Golfo de Cadiz.
A fonte dos metais encontra-se, provavelmente, relacionada a vulcanismo submarino (fonte
exalativa), mas também pode ser de origem terrígena ou até mesmo derivada de poeira cósmica. A
origem dos óxidos de manganês associados aos processos vulcânicos das cadeias meso-oceânicas é
considerada de interesse teórico e econômico.
Estudos metalúrgicos dos nódulos têm sido desenvolvidos para recuperar os metais cobre,
níquel, cobalto e também o manganês. Esses elementos estão disponíveis por um custo muito
menor em depósitos continentais. De todo modo, tempo e dinheiro tèm sido gastos em esforços
para desenvolver métodos econômicos, visando à recuperação de nódulos em grandes
profundidades, pois, eles continuam representando uma interessante perspectiva econômica como
futura fonte de suprimento de metais.
Evaporitos
São depósitos constituídos por rochas sedimentares que se formaram por precipitação na
água, em função da evaporação em ambiente salino. Os sais dissolvidos precipitam-se em uma
ordem definida, os menos solúveis primeiro. A gipsita é o primeiro mineral a precipitar-se em
grandes quantidades seguindo-se a anidrita e o sal-gema. Os sais mais solúveis, a silvanita, a
carnalita e a polialita, associam-se a halita em alguns depósitos e são importantes fontes de
potássio.
Os evaporitos representam um dos mais clássicos conjuntos de mineralizações singenéticas.
Atualmente os depósitos de sal estão se acumulando em praticamente todos os continentes.
Eles estão distribuídos em dois grandes cinturões, um em cada hemisfério, e que se dispõe entre 15o
e 35o a partir do equador. As condições requeridas para a sua formação são, basicamente, a perda d'
água por evaporação, que deve exceder a soma total da água da chuva e das águas superficiais que
chegam a bacia deposicional. Os principais fatores que influenciam esse balanço são a latitude, a
altitude, os ventos, as correntes oceânicas e a distância do mar.
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O caráter rítmico de alguns evaporitos é sazonal e dá-se pela alternância de estações (frias e
secas / quentes e úmidas).
Os principais tipos de depósitos evaporíticos (sempre formados em clima quente e árido)
abrangem:
■ depósitos marginais de sal em depressões;
■ depósitos cíclicos de sal;
■ os depósitos do tipo salinas;
■ os depósitos em lagos de origem marinha;
■ os depósitos lagunais.
Os depósitos marginais de sal em depressões são depósitos formados em áreas baixas que
sazonalmente são inundadas (pode ser por tempestades). Nesses depósitos o gesso e a halita são os
principais sais. Não formam depósitos de grande porte e são quase desconhecidos no passado
geológico.
Os depósitos cíclicos de sal são os formados pela deposição do sal carreado pelos ventos
(maresia) que sopram do mar para o continente, atingindo distâncias de algumas centenas de
milhas. O principal sal é a halita. O exemplo clássico está representado pelos lagos extensos e rasos
de Rajputana onde, anualmente, são depositados 130.00 t de halita (a fonte do sal deriva do Mar da
Arábia há cerca de 500 milhas de distância).
Os depósitos do tipo salinas compreendem as depressões costeiras separadas do mar por
sedimentos - usualmente areias - permeáveis. A água do mar percola esses sedimentos e vai fazer
com que a salmoura da depressão seja enriquecida em sais solúveis como NaCl, KCl e MgCl2,
havendo deficiência em sulfatos. Um exemplo típico seria dado pelo lago Assal, na antiga Somália
Francesa (cerca de 160 m abaixo do nível do mar, a 9 milhas do Golfo de Aden e 2,2 bilhões de
toneladas).
Os depósitos em lagos de origem marinha; São aqueles formados após o isolamento de
antigas áreas marinhas que assim se transformariam em lagos. O exemplo seria dado pela depressão
Dankali na Eritrea, que foi ocupada pelo mar Vermelho até o Pleistoceno Superior. Nas partes
centrais da depressão espessuras de até 30 metros de halita e gipsita foram formadas.
Os depósitos lagunais compreendem as baías isoladas de mares e que mantém contato com
eles a partir de estreitos canais de comunicação. A baía de Kara Bogaz (~32.000 km2 e 15 metros
de profundidade) quase às margens do mar Cáspio, constitui o exemplo clássico. Encontra-se ligada
a esse mar por um canal estreito (com poucas centenas de metros de largura) e uns 3 km de
comprimento. Os principais sais são a gipsita e a halita. A quantidade de sal depositada diariamente
atinge 350.000 t ou 130 milhões de toneladas anualmente.
As bacias evaporíticas podem ser constituídas por uma série de bacias múltiplas conforme.
Os principais minerais que definem a rocha evaporítica compreendem a halita, a carnalita, a
taquidrita e a silvinita (= halita + silvita em partes aproximadamente iguais). Esses sais podem ser
primários ou precipitados de uma salmoura suprassedimentar ou secundários, precipitados da
salmoura intergranular ou intra-sedimentar. Os cristais primários tanto podem ser precipitados na
superfície da água como no fundo da bacia. A precipitação na superfície da salmoura é resultado do
aumento da salinidade devido à evaporação. Os cristais assim formados denominados de hopper
formam um conjunto de forma piramidal oca que flutua com o vértice para baixo, até que em
virtude ao peso e/ou turbulência da água emborcam e decantam no fundo da bacia. Esses cristais
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são zonados devido à inclusão de fluidos e constituem um dos principais modos de formação de
halita nas salinas.
A precipitação das halitas no fundo deve-se ao movimento das salmouras mais densas, da
superfície para baixo e da margem para o centro da bacia. As estruturas típicas das halitas
dependem da distância percorrida pela salmoura saturada e da profundidade de precipitação.
Os cristais secundários são aqueles depositados singeneticamente da salmoura
intergranular. São formados nas sabkhas, ou seja, nas planícies costeiras que margeiam mar ou
lagoa hipersalina numa região árida. Neste ambiente a salmoura intersticial por evaporação
aumenta de salinidade na zona capilar, provocando a precipitação dos sais mais solúveis nos poros
dos sedimentos menos solúveis. A continuação do processo depende do suprimento de salmoura,
que se efetua de duas maneiras:
■ influxo por infiltração da lagoa ou mar hipersalino;
■ inundações temporárias da planície.
Processos Químicos
As rochas sedimentares que são formadas por processos químicos, dividem-se em três
grupos:
■ Precipitação→ a produzida diretamente a partir dos minerais existentes em uma solução
aquosa.
■ Precipitação orgânica → aquelas nas quais certos organismos formam o agente ativo na
extração dos materiais formadores da rocha existente na solução.
■ Substituição → as que resultam de substituição parcial ou total de uma rocha sedimentar
formada anteriormente
Precipitação
Quando uma solução salina se evapora, os sais dissolvidos precipitam-se em uma ordem
definida, o menos solúvel, primeiramente, o mais solúvel, por último. Assim, há diversos tipos de
rochas sedimentares que se formam, por precipitação, na água que se evapora do mar (evaporitos).
O gipso, a anidrita e o sal-gema são os mais comuns.
■ Gipso - é o primeiro mineral a precipitar-se em grande quantidade a partir da evaporação
marinha; se a precipitação ocorrer em condições apropriadas podem formar-se camadas
espessas de gipso. Por causa de sua formação, o gipso associa-se freqüentemente com
outros depósitos salinos, como o calcário e o folhelho.
■ Anidrita - segue o gipso na seqüência da precipitação dos sais marinhos. Por isso, encontra-se
em camadas semelhantes às do gipso e associado com depósitos salinos.
■ Sal-gema - a halita segue o gipso e anidrita na seqüência da precipitação. Nestas condições,
situa-se sobre as camadas destes últimos minerais. Os sais mais solúveis (silvita, carnalita e
a polialita) associam-se à halita em alguns depósitos, tornando-os, por vezes uma fonte de
postássio.
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Precipitação Orgânica
Muitos organismos que vivem no mar utilizam o carbonato de cálcio da água para construir
as conchas protetoras. Após a morte desses organismos, as partes calcárias (duras) se acumulam no
fundo do mar.
■ Calcário oolítico – esta variedade de calcário é composta de pequenas concreções que
precipitaram quimicamente. Cada concreção diminuta tem um núcleo de um grão de areia,
fragmento de concha ou alguma partícula estranha, ao redor dos quais se deu a deposição.
Substituição
Algumas rochas sedimentares, particularmente os calcários, uma vez formados, foram
substituídas totalmente ou parcialmente, em decorrência de reações com elementos de água do mar
ou das águas circulantes no subsolo.
■ Dolomito - Assemelha-se ao calcário, em quase todas as suas propriedades físicas.
Usualmente é impossível distinguir um do outro sem um ensaio químico. Além disso, o
dolomito não, se restringe a um material da composição mineral dolomítica, mas pode ter
calcita misturada.
■ Magnesita - Forma-se pela substituição quase completa do calcário pelo magnésio.
Distribuição Mundial
Na margem continental brasileira os evaporitos ocorrem numa extensão que vai da bacia de
Sergipe-Alagoas, até o platô de São Paulo e na bacia do Espírito Santo. Na margem continental
africana, na bacia de Gabão, Congo e Cuanza, verifica-se uma distribuição de rochas evaporíticas
correspondente à da margem continental brasileira. Estratigraficamente, os evaporitos incluem-se
na denominada seqüência do Golfo. Inserem-se, no Brasil, no andar que recebe o nome de Alagoas,
correspondente, grosso modo, ao Aptiano.
Depósitos Sedimentogênicos Epigenéticos
Depósitos de Cobre tipo red beds.
Os red beds são constituídos por arenitos, siltitos, argilitos e algumas vezes dolomitos de
cor vermelha ou castanho avermelhada essencialmente continentais encaixados em arcósios ou
folhelhos formados em climas quentes áridos ou semi-áridos, e geralmente situados nas
proximidades de seqüências evaporíticas.
Sua deposição se dá tanto em ambientes de alta, quanto de baixa energia. Ocorrem em
bacias fechadas em clima árido e em condições de fácies de leque aluvial playa e lacustrina.
Correspondem a depósitos de grande porte com espessuras variando de milímetros a
alguns poucos metros e extensão lateral de vários quilômetros e ocorrem em forma de lentes e
camadas. São caracterizados pela mineralização sulfetada cuprífera sempre localizada nas
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proximidades de rochas oxidadas. As zonas mineralizadas têm cores usualmente cinza ou cinzaesverdeada que diferem dos pacotes subjacentes e sobrejacentes de red beds. Essa cor avermelhada
dos sedimentos clásticos encontrados nas seqüências que constituem os red beds deve-se à presença
de hematita que recobre ou cimenta os grãos.
Modelo de red bed.
O mecanismo mineralizador provavelmente corresponde a fluidos oxidantes carreando Cu
que vão percolando sedimentos do tipo arenitos, arcósios e conglomerados (em função da sua alta
porosidade e permeabilidade) até encontrar um ambiente redutor, no caso siltitos com pirita,
quando então se dá a descarga mineralizante com a formação do minério. As zonas mineralizadas
quase sempre contêm restos de plantas. Os arenitos cinzas que não contêm material carbonoso
estão geralmente associado com argilas ricas em matéria orgânica.
A associação de red beds com evaporitos pode ser importante para explicar o transporte
dos metais base. Soluções clorídricas derivadas dos evaporitos seriam as responsáveis pela
dissolução e/ou transporte do cobre.
Nos red beds o minério principal é a calcocita Cu2S)e pirita (FeS2). Ocorrem ainda
calcopirita (CuFeS2), covellita (CuS), bornita (Cu5FeS4), cobre nativo, digenita, prata nativa e
uraninita. O minério é disseminado e a geometria do depósito é variada. Os minerais de gangua são:
quartzo, feldspato, clorita, illita, barita, gipso, anidrita e dolomita.
Nesse tipo de depósito é bastante freqüente a substituição de madeira fossilizada e outros
restos orgânicos, pelo sulfeto de cobre calcocita. Historicamente menciona-se no depósito de
Nacimiento, Novo México, USA, um tronco fossilizado com ~ 20 metros de comprimento e 0,8 m
de diâmetro completamente substituído por calcocita.
A gênese do depósito foi considerada como singenética quanto epigenética, porém, a
natureza estratiforme e a aparente concordancia do minério com as paredes da rocha encaixante
apontam para a primeira hipótese.
Como exemplo clássico desse tipo de depósito pode-se citar a jazida de cobre de White
Pine, Michigan, USA, com cerca de 550 x 106 t, que apresenta espessuras em torno de 15 metros e
extensões laterais de vários quilômetros.
Kupferschiefer.
O kupferschiefer corresponde a uma fina (- 4m) camada de um folhelho marinho carbonoso
(betuminoso) e carbonatado do Permiano Superior que ocorre sobre uma grande área do norte e
centro da Europa e tem sidoexplotado, em certas áreas, desde os tempos medievais para prata e
outros metais base, notadamente o cobre. Esse depósito é apontado como o típico exemplo de
depósito strata-bound de sulfeto em folhelhos.
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O principal depósito tipo kupferchiefer ocorre sobre uma grande área da Europa Central: do
leste da Polônia, até a região norte da República Democrática Alemã e da República Federal
Alemã, o kupferchiefer se estende através do Mar do Norte para o nordeste da Inglaterra, onde é
chamado de Marl Slate (Wedepohl, 1971).
Essa região foi afetada pela orogênese Variscana (carbonífero), que gerou grandes
depressões que, posteriormente, foram preenchidas com mais de 1000 m de sedimentos clásticos
erodidos (Rotliegende) das montanhas de Variscan. Essas rochas intercalam-se com rochas
vulcânicas do Permiano Inferior (Autuniano), são imaturos e contêm fragmentos de granitos, xistos,
calcários e de rochas vulcânicas oriundas de montanhas adjacentes.
No final do Rotliegende, inicia-se um processo transgressivo no Mar de Zechstein as rochas
expostas foram retrabalhadas, resultando em sedimentos Grauliegend. Junto a esses sedimentos
desenvolveram-se os conglomerados Zechstein e o Weissliegende, que são estratos que
representam em diferentes regiões, rochas básicas retrabalhadas,
Os sedimentos do kupferschiefer foram depositados acompanhando uma rápida
transgressâo sobre uma área que foi submetida por um longo período a condições áridas a semiáridas. Em alguns casos o kupferschiefer pode recobrir sedimentos do tipo red-beds, mas em outros
sítios ele se dispõe sobre arenitos e mármores do Carbonífero.
Dentro do kupferschiefer ocorrem variações litológicas que podem ser relatadas a uma
paleogeografia detalhada. Regionalmente predomina a fácies euxínica, sapropelítica, mas nas
regiões com paleoaltos podem ocorrer mudanças, e fácies mais carbonáticas e clásticas encontramse desenvolvidas. Em todos os pontos o kupferschiefer grada em direção ao topo para calcários
dolomíticos.
Embora em grande parte o kupferschiefer contenha concentrações médias de metais
preciosos e base, comparados a outros folhelhos e mármores, em certos locais as concentrações
atingem o teor de minério. Vale ressaltar que os depósitos do tipo Kupferchiefer apresentam
concentrações médias de chumbo e zinco maior dez vezes que a concentração de cobre
(Weddepohl, 1971). O cobre ocorre como sulfato: bornita, calcopirita, calcocita, covelita e idaíta
(ordem decrescente de abundância). O chumbo e o zinco ocorrem como galena e esfarelita.
Além disto, os metais contidos correspondem, em ordem de importância, ao Cu, Pb, Zn,
podendo ainda estar enriquecido em (notadamente) V, Mo, U, Ag, As, Sb, Bi e Se; Cd, Tl, Au, Re e
EGP também são reportados. O zoneamento lateral e vertical de Zn, Pb, Cu pode ser observado.
No kupferschiefer registram-se 4 tipos de mineralizações:
■ A primeira, sinsedimentar, apresenta um conteúdo em metais base ~100 ppm, e está
relacionada à estratificação dos sedimentos marinhos e às oscilações dos níveis limites
óxico-anóxico da água.
■ A segunda envolve limites de metais base em torno dos 2.000 ppm e está relacionada aos
sedimentos subjacentes ao kupferschiefer que correspondem à fonte dos metais. A
relação entre as concentrações em bário do kupferschiefer e as mineralizações de barita
nas rochas subjacentes é clara. As evidências indicam uma origem diagenética incial,
com o enxofre derivado bacteriogenicamente interagindo com soluções de baixas
temperaturas, contendo metais, oriundas da lixiviação das camadas imediatamente
inferiores.
■ O terceiro tipo abrange o minério propriamente dito com teores de até 3%. Essa
mineralização está restrita às margens da bacia e a sua origem está relacionada aos
processos diagenéticos tardios e a introdução de metal-rich brines (possivelmente
associadas com a compactação da bacia).
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■ O quarto tipo é mais tardio, pós-diagenético, controlado por estruturas e provavelmente
de origem hidrotermal.
Rentzsch & Knitzschke (1968), mostram a paragênese mineral no Kupferschiefer. Os
minerais foram divididos em 10 assembléias, onde cada uma delas mostra as diferentes condições
de oxidação e redução (redox) predominante durante a formação do depósito. Os principais
minerais envolvidos compreendem: Cu [covelita (CuS), calcocita (Cu2S), bornita (Cu5FeS4),
calcopirita (CuFeS2) e tennantita (3Cu2S.As2S3)], Pb [galena (PbS)], Zn [blenda (ZnS)], Fe
[hematita (Fe2O3), pirita (FeS2), marcassita (FeS2)].
Assim, a paragênese 1 ocorre em condições de oxidação elevada; a 2 e 3 em fraca
condição de oxidação; 4, 5 e 6 em condição de fraca redução e as paragêneses de 7 a 10 ocorrem
em fortes condições de redução.
Feições essenciais de um depósito do tipo kupferschiefer
Depósitos do tipo sabkha.
Sabkhas originam-se de uma transgressão marinha sobre um continente arrasado,
proporcionando a deposição de sedimentos ricos em matéria orgânica algal e lama carbonatada
sobre os sedimentos detríticos continentais.
Sabkha é uma palavra árabe para designar estéril, inabitável, flats de evaporitos
parcialmente protegido da ação do mar. Uma sabkha costeira se forma à margem de um grande
corpo de água, onde o nível de base é muito perto da superfície e a terra tem uma superfície plana,
mas com mergulhos ligeiramente para o lado do mar. O nível de base da água, assim perto da
superfície, gera uma evaporação que deixando os sais dissolvidos à superfície, semelhante a uma
playa. Porém, por causa da descarga de evaporitos na água pela sabkha, um gradiente subsuperfície
hidráulico para a sabkha é criado. Então, a água do mar flui para a sabkha. Isto pode ser aumentado
por ação de tempestade ou até mesmo marés cheias. O mudflat resultante que é coberto por um
tapete de sedimento constituído por algas verdes/azuis que se tornam um material fétido orgânico,
contendo sulfato.
Se a água terrestre, oxigenada, carreia traços de metais, eles se concentrarão na zona
bacteriana contendo H2S, e os fluidos de transporte deles continuarão para cima e será evaporada.
Transgressão e regressão refinam o processo que permite a formação lateral do depósito e mineral
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dividido em zonas. Alguns de depósitos strata-bound singenético de sulfeto contêm evidência que
sugestiona a formação deles em um ambiente de sabkha antigo.
No modelo de sabkha (Refron, 1974) a formação de evaporitos associados a depósitos
estratiformes metálicos, é atribuída a processos diagenéticos de sabkha costeira, que se forma em
ambientes de clima quente e árido com grande taxa de evaporação. Este modelo é aplicado na
estratigrafia de seqüência.
Regressões geram os evaporitos embutidos em sabkhas em bacias que progradam pelo
afinamento das cunhas de areia, interdigitadas em sedimentos lagunais ricos em matéria orgânica.
Após a regressão marinha as águas de circulação provenientes do lado continental percolam as
areias e encontram o lençol freático com a água do mar (contida nos sedimentos marinhos). Nesta
situação dá-se a desestabilização tanto dos solutos contidos nas águas continentais (os elementos
metálicos lixiviados), quanto dos sais de origem marinha deixados nas areias após a regressão.
A ascensão desse fluido por processos de evapo-transpiração causa a deposição da carga
catiônica como sulfetos junto aos sedimentos, ricos em matéria orgânica, depositados em um
ambiente redutor. Desprovida dos cations metálicos a água continuará o seu processo de ascensão
propiciando a formação de um horizonte salino (evaporítico) sobre os sulfetos que vão servir de
proteção contra a oxidação destes minerais. Os tapetes algais carregados de H2S agem como uma
membrana de redução, esta gera os traços de metais que serão precipitados como minerais de
sulfeto na ascensão da água.
Esses depósitos apresentam uma zonalidade horizontal que, do continente para o
oceano, é representada por:
Cu + Ag → Pb → Zn →Fe
Os depósitos de Pb-Zn em arenitos e folhelhos e Cu em folhelhos (kupferschiefer)
enquadram-se nesse modelo.
Depósitos do tipo Mississipi Valley.
Depósitos de chumbo e zinco
Os depósitos de chumbo e zinco hospedados em rochas carbonáticas, constituem uma das
principais fontes de suprimento desses dois metais, representando cerca de 2/3 da produção
mundial. O principal modelo de depósitos associados às rochas carbonáticas corresponde ao
Mississipi Valley Type (MVT), que no cômputo geral, vai responder por 40 a 45% da produção
mundial.
Os depósitos MVT são, normalmente, de Pb-Zn relacionados a formações carbonatadas
(dolomitizadas) e, geralmente, encontram-se associadas a barreiras de recifes. São, portanto, de
características de águas rasas, próximo ao litoral de mares de climas quentes.
De uma maneira bastante simplificada são depósitos constituídos predominantemente por
galena (PbS) e esfalerita (ZnS) que preencheriam os espaços vazios das rochas carbonáticas
originadas em ambiente marinho raso. Outros depósitos relacionados ao MV correspondem aos de
fluorita (CaF2) e barita (BaSO4).
Os depósitos MVT são preferencialmente strata-bound, mas não estratiformes e foram,
geralmente, formados em ambiente de plataforma continental estável. As condições climáticas
ideais seriam representadas por um clima tropical de águas quentes.
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Os principais controles da mineralização correspondem aos metalotectos paleogeográfico e
lito-estratigráfico. Com relação à época de formação das rochas hospedeiras esses depósitos podem
ocorrer desde o Proterozóico, havendo, porém um predomínio de depósitos no Paleozóico.
Das jazidas do tipo MVT associados às rochas carbonáticas, a quase totalidade dos
depósitos ocorre em dolomitos, contudo elas podem ocorrer ainda em folhelhos, arenitos e/ou
conglomerados basais, como nos distritos do SE do Missouri e na região central da Pensilvânia,
mas sempre associados aos depósitos em carbonatos. Um exemplo desse tipo de depósito
corresponde ao da jazida de Pine Point, Canadá.
A mineralogia do minério é simples, com galena (PbS) e esfalerita ou blenda (ZnS) como
minerais predominantes e pirita (FeS2) e/ou marcasita (FeS2) como minerais acompanhantes. A
barita e a fluorita podem estar presentes, em maior ou menor quantidade podendo, inclusive, formar
concentrações econômicas. Pode ocorrer ainda calcopirita (CuFeS2), sulfetos de Ni e/ou Co. A
ganga é representada por calcita (CaCO3), dolomita (MgCO3), quartzo e minerais de argila
(caolinita é a mais comum).
A razão Pb / Zn para estes depósitos é muito variada, podendo um predominar sobre o
outro, ou um deles quase desaparecer. Na maioria das mineralizações o Zn predomina sobre o Pb e
o conteúdo de Cu é muito pequeno.
Quimicamente o minério é marcado por:
■ blenda com baixo teor em ferro e manganês (< 3%), cádmio (até 1%), e quantidades menores
de In e Ga;
■ galena com baixo conteúdo em prata (50-100 ppm) quando comparada a depósitos
estratiformes.
De um modo geral, a ordem de precipitação pode ser dividida em quatro estágios. O
primeiro estágio contempla a precipitação da pirita. O segundo estágio, que é o principal,
corresponde à precipitação de esfalerita, seguido da deposição de galena. O estágio final é marcado
pela deposição de marcassita e/ou calcopirita, podendo ser acompanhada da dissolução da galena e
esfalerita. Calcita e quartzo podem aparecer em qualquer dos estágios, mas principalmente no
primeiro e no último.
A textura do minério pode ser: disseminada, maciça, bandada, brechóide e coloforme.
Mineralizações associadas ao MVT
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O modelo genético para essas mineralizações corresponde ao epigenético. Entretanto o
processo mineralizador ainda é alvo de controvérsias, pois, os mecanismos propostos passam por:
• fluidos hidrotermais;
• processo de dolomitização dos calcários que liberariam os fluidos que carreariam os metais;
• fluidos do tipo soluções clorídricas (provenientes de evaporitos) que lixiviariam os metais
contidos nas fácies lamíticas (rocha fonte), depositando-os em armadilhas, como calcários ou
dolomitos clásticos, zonas de brechas de colapso do aparelho recifal, etc.
Seguindo a proposta de Cox & Singer (1987), com algumas modificações apresenta-se, na
tabela abaixo, um modelo descritivo para esse tipo de depósito.
AMBIENTE
JAZIDA MORRO AGUDO (*)
DEPÓSITOS DO TIPO MISSISSIPI VALLEY
Sedimentar marinho de águas rasas, com marcadas Sedimentar de águas rasas nas
AMBIENTE
mudanças faciológicas. Situado, geralmente nas bordas de bordas de bacias
DEPOSICIONAL
bacias
Podem ser de dois tipos:
AMBIENTE
TECTÔNICO
● Bacias de plataforma continental estável
Bacias intracratônicas
AMBIENTE GEOLÓGICO
● Bacias distensivas do tipo rift
ESTRUTURAS
TECTÔNICAS
ROCHAS
HOSPEDEIRAS
TEXTURA
DAS ROCHAS
IDADE DA
ENCAIXANTE
DEPÓSITOS
ASSOCIADOS
Apresentam uma diversidade de estruturas tectônicas que ● Falhas verticais e de empurrão
deformaram os sedimentos em várias intensidades,
● Dobramentos subordinados
predominando falhas e dobramentos suaves
Carbonatos,
preferencialmente
subordinadamente arenitos e folhelhos
dolomíticos, Restrito a dolarenito
As mais comuns são dolarenitos, textura brechóide e fácies Dolarenitos
de
granulometria
recifais
grossa e bem arredondados
Ocorrem desde o Proterozóico
predominando idades Paleozóicas
Superior
até
hoje Proterozóico Superior
Depósitos de F, Ba ou Cu podem ocorrer associados aos
sedimentos e depósitos vulcanogênicos no embasamento,
respectivamente
________
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DEPÓSITOS DO TIPO MISSISSIPI VALLEY
JAZIDA MORRO AGUDO (*)
SED. Estruturas recifais, mudanças faciológicas, pinchouts, ●
Associados
a
recifes,
brechas sedimentares e drapes
exclusivamente no backreef
CONTROLE
DA
MINERALIZAÇÃO
TEC. Falhas e fraturas, charneiras de dobras e brechas tectônicas ● Subordinadamente em falhas e
fraturas (remobilização)
ESTRAT. Topografia cárstica e brechas de colapso
CARACTERÍSTICAS DOS DEPÓSITOS
MIN. Esf, Gal, Py, Marc, Ba, Flu, Qz, Do e Cc
MINERALOGIA
DO
DEPÓSITO
● Esf. e gal. (principais) e Py,
Marc, Do, Qz e Cc
PAR. Estágio monominerálico, em média de 4, que podem estar
separados por dissolução. 1-Py; 2-Esf; 3-Gal; 4-Cpy + Marc. Qz, ● Monominerálica Do; Esf; gal;
Cc, Ba e Fu podem aparecer
Py; Ba e F
TEX. Caracterizada por preenchimento de espaços vazios ● Disseminada, cimentando os
preexistentes e dissolução. Principais texturas: brechóide, poros (granulometria 0,02)
disseminada, maciça, coloforme e filoniana. Granulometria
variando de grossa a fina
QUÍMICA
DO
MINÉRIO
ALTERAÇÃO
IDADE
DA
MINERALIZAÇÃO
Relativamente simples. Galena pobre em Ag; Esfalerita com
Zn/Pb = 2.2
menos de 3% de Fe + Mn e rica em Cd (até 1%)
Rico em Cd (0,8% em peso)
Razão Pb/Zn muito variada, porém com predomínio de zn na Fe da Esfalerita 0,2 a 1,03%
maioria dos casos
Dolomitização total ou parcial é a alteração mais marcante. Dolomitização contemporânea a
Silicificação e dissolução também podem ocorrer
mineralização, silicificação e
cimentação
Idades absolutas são na maioria incertas, entretanto estas são Proterozóico Superior
consideradas mais novas que as rochas encaixantes
(singenético)
Salinidade – 20 a 25% em peso, com Na, Ca e K como cátion e
Cl como anion
INCLUSÕES
FUÍDAS
● 60 a 150 ºC
________
● Densidade – aproximadamente a da água
● pH – difícil de ser determinado
Depósitos detríticos.
As jazidas detríticas (= depósitos de placeres), são aquelas formadas pela concentração de
minerais valiosos, oriundos da desintegração de rochas e minerais sob os efeitos do intemperismo e
da erosão.
As condições para que haja a formação de uma jazida detrítica são:
■ a existência de uma fonte regional ou local de mineralizações primárias, concentradas ou
disseminadas;
■ a existência de condições favoráveis para a erosão, transporte, deposição e concentração
dos minerais pesados, de modo a não permitir que o mineral econômico fique muito
disseminado no estéril.
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As mineralizações primárias a partir das quais podem se originar os placeres correspondem
geralmente a: filões e veios; minerais disseminados nas rochas; minerais constituintes das rochas;
antigos depósitos de placeres.
Os minerais que mais frequentemente se acumulam para formarem os depósitos detríticos,
são densos, tem uma boa estabilidade química na zona de oxidação e, de um modo geral, são
resistentes à abrasão.
Os principais minerais encontrados nos placeres são:
platina
ouro
wolframita
cassiterita
columbita/tantalita.
monazita
ilmenita
d = 19- 14
d=19,3-15
d=7,7- 7,2
d=7,1- 6,8
d=5,1- 8,2
d=5,3- 4,9
d=5-4
magnetita
zircão
rutilo
granada
rubi / safira
diamante
d = 5,2
d = 4,7
d=4,3- 4,2
d=4,3- 3,6
d=4
d = 3,5
Características gerais.
Os placeres (vem do termo espanhol placel = banco de cascalho) podem ser homogêneos,
(contem um único mineral valioso: ouro ou diamante), ou heterogêneos (com vários constituintes
valiosos: diamantes e ouro).
Podem ser ainda do tipo descobertos (ou superficiais), o que constitui a regra e, mais
raramente, soterrados.
Quanto as suas idades os placeres podem ser recentes (Quaternário superior) ou fósseis. As
suas formas podem ser em lentes, em cordões ou em lençol, enquanto suas dimensões são as mais
variadas possíveis.
Tipos de jazimentos detríticos.
Em função das características dos agentes de destruição da rocha-mãe e das condições de
transporte, é possível dividir as jazidas detríticas em cinco grupos genéticos, que são:
♦ eluviões, somente formadas pela ação da erosão e da gravidade,
♦ aluviões s.s., depositados pelos rios,
♦ depósitos marinhos e lacustres,
♦ depósito eólicos
♦ depósitos glaciais
O essencial das jazidas econômicas corresponde aos três primeiros tipos. Estão
esquematizadas a seguir em suas subdivisões. Os depósitos eólicos e glaciais são relativamente
raros, sendo freqüentemente derivados de material já empobrecido. Geralmente são desprovidos de
interesse econômico.
Placeres Eluviais e Coluviais
Geralmente de pouca importância, ficam sempre estreitamente associados à rocha-mãe.
Essas jazidas formam-se a pequena distância da fonte do material detrítico e algumas vezes mesmo
nas imediações da rocha-mãe. Como a classificação não desenvolve um papel marcante, a
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composição e a morfologia dos grãos são quase idênticas às da rocha-mãe; essa característica é
notável, principalmente nas jazidas eluviais s.s.
Não constituem depósitos econômicos de grande extenssões e com teores muito
elevados. Há, entretanto exceções, e um bom exemplo disto correspondem ao pipe Mabuka na
Tanzânia onde após a erosão do kimberlito e por erosão eólica (com a conseqüente formação de um
resíduo de deflação) os diamantes ficaram acumulados na depressão propiciada pela cratera do
próprio pipe kimberlítico. Nela, mais de 1x106 quilates de diamantes de características gemológicas
se acumularam.
Acumulação detrítica de diamantes.
Relação entre: elúvio, delúvio e colúvio.
Placeres aluviais.
Aluvião corresponde a um tipo de depósito detrítico cujos elementos constituintes sofreram
transporte fluvial. A deposição do material transportado pela corrente, geralmente por arrastamento
ou por saltos no leito do rio, se dá quando a velocidade da água diminui em virtude da mudança de
declividade do leito, da existência de meandros, das confluências de rios com velocidades de
correntes diferentes e da presença de lagos.
Além desses fatores, a presença de anteparos naturais nos leitos dos rios (travessões) ainda
atua como elementos auxiliares da deposição do material detrítico carreado pela corrente, etc.
Perfil típico de vale fluvial.
A concentração das mineralizações numa aluvião é geralmente errática, podendo haver
faixas ricas, os denominados pay streaks ou run of gold, entre faixas mais pobres. Essas
concentrações são irregularmente distribuídas tanto lateralmente quanto verticalmente.
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Placeres marinhos / de praias.
Os depósitos marinhos dividem-se em:
♦ depósitos de praias atuais,
♦ depósitos de praias fósseis,
♦ terraços litorais (acima ou abaixo do nível atual),
♦ depósitos sobre a plataforma continental..
Depósitos submarinos.
Os depósitos de praias / jazidas litorais são aquelas formadas tanto a beira mar, quanto a
beira de lagos. São fontes importantes de uma série de depósitos minerais como, por exemplo,
rutilo, ilmenita, zircão e monazita. Como principais características podem ser relacionadas o
conteúdo mineral elevado, da ordem de 60 - 80% do volume da areia, a boa estratifucação dos
depósitos que apresentam sempre uma boa seleção e arredondamento dos constituintes minerais.
São de grandes extensões (centenas de quilômetros) e espessuras raramente excedendo a
um metro e, àsverzes, estreitamente associados à placeres eólicos (nas dunas de areia). Seu perfil
característico é o de uma lente estreita que, gradualmente, se fecha para o lado do continente e do
mar.
Depósito de praia.
São alimentados pelos materiais oriundos das massas aluviais dos rios costeiros, pelos
detritos das costas e pela erosão marinha dos costões. Seu número relativamente pequeno se
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explica pelo fato de grande parte do material, não consolidado e pesado, ficar retido nas jazidas
fluviais; somente uma mínima fração desse material atinge o mar.
A ação das correntes marinhas e o trabalho das ondas se encarregam de distribuir e
acumular os minerais pesados ao longo da região litorânea. A concentrção dos minerais pesados
dentro dos ambientes litorâneos depende do regime das ondas, do tamanho dos grãos, de sua forma,
densidade, etc.
Além dos depósitos nas praias atuais podemos ter placeres fósseis que correspondem a
antigas praias, geralmente localizadas acima do atual nível do mar.
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Depósitos Sedimentogênicos Especiais: Celestita, Barita, Magnesita e
Fluorita.
Esses depósitos geralmente apresentam caráter strata-bound e podem estar relacionados a
uma variedade de ambientes tectônicos desenvolvidos ao longo do tempo geológico. Depósitos
desses minerais, com características sedimentares serão abordados a seguir.
Depósitos de celestita
Nos anos recentes surgiram algumas dúvidas quanto ao caráter iminentemente sedimentar
(evaporítico) dos depósitos de celestita. O conhecimento recente mostra uma complexa interação
entre diferentes processos para a formação desses depósitos, mas mesmos assim sempre se aponta
para um habitat comum: a espessa e extensiva acumulação de depósitos evaporíticos.
A celestita pode ocorrer em fissuras de veios de origem hidrotermal, mas comumente
ocorre como veios, nódulos e como níveis em rochas sedimentares, particularmente rochas
calcárias e anidritas. É encontrada em cristais e em massas granulares, freqüentemente com cor
azulada, mas também pode ser ocorrer marrom ou preta. Ela pode ser freqüentemente confundida
com calcita, e sempre contém uma porcentagem muito pequena de CaCO3. É evidente que a
celestita se concentra nas rochas vizinhas, através de águas meteóricas, isto freqüentemente é
observado em sedimentos de vários tipos. Porém os ambientes mais proeminentes para a formação
dos depósitos de celestita correspondem ao litoral e intracontinental o que faz com que esses
depósitos difiram dos de barita que apresenta acumulações significativas nas bacias oceânicas
profundas.
Um ambiente favorável para a formação de grandes e espessas camadas de celestita são
aqueles formados por acumulação direta nas lagunas costeiras. Não há dúvida de que a água do mar
contém uma concentração significativa (8 g/t) de estrôncio. Isso pode ser comprovado pela grande
quantidade de estrôncio introduzido pela precipitação de celestita nas grandes plataformas
carbonáticas. Para que ela ocorra é necessário que haja a redução do volume d'água de 1/3 a 1/5 do
volume original, o que corroboraria o setting evaporítico para a formação desses depósitos.
O presente conhecimento indica que embora sejam conhecidas ocorrências de celestita nas
fases iniciais de abertura de um oceano como, por exemplo, nos evaporitos do mar Vermelho, não
há depósitos explotáveis nessas condições.
Por outro lado verifica-se uma estreita relação entre depósitos de celestita e bacias
desenvolvidas por movimentos orogenéticos. Esse maior desenvolvimento de depósitos nas
margens continentais ativas, em detrimento das seqüências deposicionais das margens passivas,
indicam algum tipo de controle entre o setting tectônico e esses depósitos.
Nenhum depósito de celestita mais antigo do que o Paleozóico é conhecido, embora se
admita que processos diagenéticos ou metamórficos posteriores possam ter obliterado e mascarado
seqüências evaporíticas desse tipo.
Depósitos de barita
A barita (sulfato de bário), quando pura contém cerca de 65,7% de BaO e 34,3% de SO2. É
geralmente branca e cristalina, apresentando clivagem conchoidal, ocorrendo especialmente em
depósitos residuais, com textura granular grossa ou fibrosa.
Muitas baritas contêm uma grande porcentagem de sulfato de estrôncio. O material
extraído é freqüentemente puro, exceto por pequenas quantidades de sílica, calcita, gipsita, caulim
e hidróxido de ferro. Vale ressaltar, que carbonato de bário é um mineral muito raro e é encontrado
em veios de barita associados com galena. E que a barita não é um mineral de rocha ígnea, nem
ocorre em depósitos metamórficos de contato.
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A barita é formada durante a deposição, mas os depósitos importantes são compostos por
massas residuais formadas durante o intemperismo de rochas contendo barita, ou depósitos em
veios através da subida da água.
Os depósitos de barita não são indicadores precisos do tipo de ambiente geológico. Eles
podem estar relacionados a uma gama enorme de tipos litológicos hospedeiros, o que por si só é
uma forte indicação dos diferentes paleoambientes nos quais esses depósitos se formam.
Tentativamente, consideram-se dois ambientes para a formação dos depósitos de barita: um
dominado pelo ambiente costeiro; outro pelo ambiente marinho mais profundo.
O conteúdo em bário da água do mar é cerca de 0,06 ppm, embora concentrações de até 10
ppm tenham sido reportadas nas águas de superfície do Pacífico. Análises de sedimentos pelágicos
nos oceanos sugerem uma concentração em bário variando entre 0,05% a 0,3%. Algumas vazas de
radiolários nas regiões equatoriais contem cerca de 10% ou mais de barita .
Recentemente, mostrou-se a precipitação ativa de bário (até 15% nas rochas), bem como de
sulfetos de Zn, Cu, Fe e Pb, em conexão com aberturas, situadas no eixo da elevação de Juan de
Fuca, que foco de descargas hidrotermais.
Pode-se, a priori, considerar então que esses depósitos podem se formar tanto
biogenicamente quanto hidrotermalmente.
Nódulos de barita em sedimentos marinhos recentes podem ser encontrados em Colombo
(Sri Lanka), próximo dos 1.135 metros de profundidade. Esses nódulos têm forma esférica a
cilíndrica com crescimento concêntrico e tamanhos de até 10 centímetros. Eles são compostos por
75% de sulfato de bário e 25% de outros minerais, foraminíferos, radiolários. Os nódulos
relacionam-se a dorsais (com sismicidade) e zonas de falhas que propiciam o escape de soluções
enriquecidas em bário que vão interagir com sedimentos contendo água intersticial com uma grande
razão em sulfato.
Nódulos de barita também podem se associar a folhelhos pretos nos ambientes do tipo
margens passivas, depositados nas partes mais distais das plataformas marinhas.
A origem do bário também pode estar relacionada à liberação desse elemento a partir da
intemperização de feldspatos nas áreas continentais, com os sistemas fluviais carreando o elemento
para o mar.
Depósito de Celestita e Barita na Província de Neuquén e Mendoza
Durante o Mesozóico na bacia de Neuquém-Mendoza foram originados numerosos
depósitos devido à sedimentação marinha, mas formados em ambiente de plataforma continental.
Estes são compostos principalmente por gipsita, calcita, dolomita, barita, celestita, halita e sal rico
em potássio.
Três ciclos evaporíticos são conhecidos, mas só o último inclui uma seqüência completa. O
primeiro ciclo é caracterizado pela precipitação de gipsita e barita, e localiza-se na porção oeste da
bacia; esta formação compreende gipsita, nódulos de dolomita, calcários oolíticos e intraclásticos,
siltes e folhelhos vermelhos, interpretados como uma complexa formação evaporítica em águas
rasas e ambiente de sabkha. O depósito de barita de Cura Mallin está localizado nesta formação
sendo constituído por uma camada de 1,5-2 m de espessura concordantes com o folhelho
(Brodtkorb, 1978).
O segundo ciclo evaporítico aparece na formação Auquilco do Jurássico Superior,
composto quase que exclusivamente de gipsita branca com várias intercalações de finas camadas de
rochas calcárias e silte. Este ciclo é interpretado como sedimentos que foram depositados em águas
rasas, e que posteriormente, desenvolveu gradualmente, um ambiente de sabkha supralitoral. O
depósito de barita Achalay está localizado na parte superior desta formação. As camadas de barita
apresentam espessura superior a 10m, associadas a finas camadas de celestita.
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O terceiro ciclo evaporítico ocorre quando o Mar Neocomiano regride. Estes evaporítos
atingem espessuras de até 13 m e a regressão marinha é responsável pela formação das típicas
camadas de rochas calcárias ricas em dolomita, celestita, barita, gipsita, halita e sais de potássio
(Brodtkorb et al. 1975, 1982c).
Depósitos de magnesita
Geralmente a magnesita ocorre em duas formas físicas: (1) criptocristalina, magnesita
amorfa ou microcristalina contendo baixa concentração de ouro, e (2) cristalina, principalmente
macrocristalina ou sparry magnesita contendo alta concentração de ouro. Os ambientes geológicos
que condicionam a formação da magnesita são muito diferentes. Redlich (1909) diferenciou a
formação de magnesita de um ambiente salino; veios de magnesita em serpentinitos, com opala,
caledônia, e quartzo, formação na auréola de serpentinitos com o magnesita com a seguinte
paragêneses: talco, e clorita; magnesitas metassomáticas em rochas calcárias e dolomitos; e a
formação de hidromagnesita (Ashcroft, Bristish Columbia). Quatro tipos de depósitos de magnesita
foram descritos por Bain (1924): magnesita como uma substituição mineral em rochas
carbonáticas; como material de preenchimento em veios; magnesita sedimentar; e um produto de
alteração de rochas ultramáficas.
A formação de magnesita aconteceu do Proterozóico até o Recente. Do ponto de vista de
fisico-químico, a gênese de magnesita pode ser explicada através de metassomatismo. Dois grupos
têm que ser distinguidos: magnesitas formadas por CO2 metassomático e esses são formados
através de metassomatismo de Mg. Recentes investigações de sedimentos de um ambiente de
hipersalino, e de sedimentos de playa e de meta-playa conduziram ao entendimento da formação de
depósitos de magnesita.
Assim os depósitos de magnesita relacionados às seqüências sedimentares podem ser
divididos nos tipos cristalinos e sparry, as magnesitas evaporíticas e/ou salinas e hipersalinas e as
relacionadas a bacias intramontanas de água doce.
Os depósitos do primeiro tipo são os mais econômicos. Os maiores encontram-se no
Paleozóico (e.g., Áustria) e Proterozóico (e.g., Rússia). A magnesita é formada pela evaporação da
água dos oceanos ou como a precipitação da magnesita na interface com as águas de superfície a
partir de soluções derivadas da hidrólise de minerais contendo magnésio. A origem sedimentar para
a magnesita foi postulada para os depósitos do Devoniano e Carbonífero. A magnesita bem
acamadada, com marcas de onda, com grande extensão lateral e com a intercalação de folhelhos
fossilíferos dos Pirineus (Espanha e França), não deixa dúvidas quanto a esta origem. Ocorrem
principalmente em faixas serpentinizadas de rochas ultramáficas
O segundo tipo é claramente evaporítico e depósitos recentes deste tipo, podem ser
encontrados no golfo Pérsico. A magnesita encontra-se associada a dolomita, huntita, gipsita,
bassanita, celestita e halita em ambiente de supramaré evaporítico. Um ambiente hipersalino com
uma alta razão Mg/Ca na solução constitui o principal parâmetro para a formação da magnesita
sedimentar.
O terceiro tipo pode ser encontrado nas bacias intramontanas da Iuguslávia (400 milhões de
toneladas), Grécia e Turquia, onde eles estão relacionados a sedimentos continentais de águas
doces. A mineralização corresponde a magnesita-huntita e hidromagnesita-aragonita. A fonte de
magnésio possivelmente deriva de rochas ultramáficas serpentinizadas e greenstones, a partir da
sua intemperização com a conseqüente lixiviação do metal e transporte (em solução) pela rede de
drenagem superficial. Camadas centimétricas a ~3 metros de espessura (magnesita-huntita) podem
ser formadas.
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Depósitos de fluorita
A fluorita (CaF2) é um mineral que ocorre em quase todos os tipos de depósitos e forma-se
em todas as temperaturas, sendo raro ocorrer em grandes quantidades. A maioria dos depósitos de
fluorita ocorre em veios mesotermal ou eptermal. É comum a fluorita ocorrer associada à galena,
pirita, esfarelita, quartzo e barita.
Alguns depósitos de fluorita sedimentar estão relacionados à base de séries transgressivas,
onde a paleogeografia indica uma estreita proximidade entre a bacia e o continente, e também em
ambientes lacustrinos.
Um exemplo desse tipo corresponde aos campos de Morvan e Vosga contidos em uma série
transgressiva Mesozóica da França. Durante o Mesozóico a área de Morvan foi progressivamente
invadida pelo mar. A fluorita associa-se a horizontes silicificados, provavelmente desenvolvidos na
fase diagenética derivada da lixiviação de feldspatos. A assembléia mineral é composta por
fluorita, barita, galena e esfalerita com menores concentrações de pirita e calcopirita. A
mineralização é peneconcordante com a seqüência sedimentar, mostrando uma distribuição
preferencial ao longo de canais e relevos negativos.
Um outro depósito corresponde aos do México em rochas do Cretáceo Inferior. O minério
está localizado entre calcários cobertos em inconformidade por calcários e folhelhos. A
mineralização é relacionada a uma discordância erosional que controla a precipitação da fluorita.
Adicionalmente ao controle paleogeográfico outros fatores como a evolução diagenética, a
interrelação com a atividade ígnea do Terciário e o sistema paleohidrológico ativo após a
sedimentação foram responsáveis pela remobilização da fluorita precipitada primariamente.
A fluorita sempre foi reconhecida como ocorrendo em rochas sedimentares antigas, mas
desde 1960 ela foi reconhecida como um importante constituinte de rocha em certos sedimentos
lacustrinos Cenozóicos. Nesse caso a fluorita foi interpretada tanto como um precipitado primário
ou como um produto de diagênese.
Em Roma, Itália, a presença de fluorita e barita é conhecida desde a década de 20. O
minério, macio e friável, de dois tipos pode ser arenoso ou argiloso em pellets cinza amarronzados,
que a primeira vista pode ser confundido com os diatomitos presentes na área. Os depósitos
(vários) podem ter ~ 80 milhões de toneladas com teores atingindo até 70% de CaF2.
Depósitos quaternários de fluorita associados a sedimentos lacustrinos zeolíticos também
foram identificados nos EUA (~ 12 milhões de toneladas e teores ~ 16% de CaF2) e no Quênia.
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GLOSÁRIO GEOLÓGICO ECONÔMICO
Acamadado: depósito mineral ou corpo onde cada camada se origina de uma mudança de ritmo (na
sedimentação ou na cristalização magmática) ou da qualidade e natureza do material acumulado.
Água conata: água retida nos interstícios de uma rocha no momento de sua formação.
Água juvenil: água de origem magmática.
Água meteórica: água que se encontra na atmosfera e pode precipitar sob a forma de chuva e se
infiltrar no subsolo.
Albitização: processo pós-magmático caracterizado pela descalcificação do plagioclásio, através
da metamorfose sódica. Evidencia-se pela saussuritização ou sericitização do plagioclásio
(substituição do Ca pelo Na).
Albitito: rocha granitóide cujo feldspato é essencialmente albita.
Algoma (formação ferrífera bandada): FFB formada em ambiente de mar profundo com a estreita
participação de rochas vulcânicas.
Alteração deutérica: alteração produzida sobre rochas ígneas durante os últimos estágios de
cristalização magmática. Compare com autometassomatismo.
Alteração intempérica: alteração produzida nas rochas em virtude da interação destas com as
condições ambientais. Pode ser física, química ou biológica.
Amas: termo utilizado para indicar corpos de minério sem formas definidas ou muito irregulares.
Apical: terminado em ápice (vértice, cume, cimo). Zona apical; parte apical.
Apogranito: granito albitizado e greisenizado, localizado no ápice das intrusões, contendo
elementos raros (Nb, Ta, Li, Rb, etc).
Área fonte: área de proveniência de minerais ou sedimentos.
Argílica (zona de alteração): uma das zonas de alteração hidrotermal que envolve os depósitos de
Cu-porfiríticos e que se caracteriza pela lixiviação completa dos metais alcalinos e pela argilização
dos minerais originais.
Autometassomatismo: processo de substituição (de formação precoce) numa rocha ígnea de
antigos minerais por outros formados pela ação de seus próprios agentes mineralizadores.
Beforsítica (fase): troca de calcita pela dolomita, nos carbonatitos.
Beforsito: carbonatito dolomítico.
BGPC: sigla para designar os minerais blenda, galena, pirita, calcopirita.
BHT: sigla em inglês para depósitos de Zn-Pb do tipo Broken Hill.
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BIF: sigla de banded iron formation (formação ferrífera bandada) que representa uma rocha
constituída pela alternância de finas bandas de sílica (principalmente) e minerais de ferro.
Bioherma: massa de rocha formada de organismos sedentários (corais, algas estromatolíticas,
moluscos, gastrópodos, etc) composta quase que exclusivamente de resíduos calcários.
Biostroma: sedimento estratificado em forma de camadas, constituído de restos de organismos
sedentários.
Biotitização: processo de transformação hidrotermal caracterizada pela intensa formação de biotita
a partir de minerais pré-existentes.
Black smoker: chaminé no fundo oceânico edificada sobre a crosta basáltica por ação contínua de
processos hidrotermais derivados de fontes termais e onde se dá a exalação de soluções contendo
metais.
Blenda: termo em desuso; o mesmo que esfalerita.
Bort: diamante branco, criptocristalimo (amorfo); em joalheria, os pequenos pedaços de outros
diamantes.
Brecha: rocha composta por fragmentos angulosos de minerais e rochas cimentados por uma
matriz fina que pode ter composição similar ou diferente da dos fragmentos englobados. Em termos
de fragmentos as breccias podem ser monolíticas ou heterolíticas.
Brechóide: termo utilizado para designar rochas com aspecto brechado.
Brecha recifal: rocha formada pela consolidação de depósitos de fragmentos angulosos do recife
produzidos pela ação das ondas e das marés.
Brecha de colapso: rocha formada por grandes blocos rochosos originados do colapso do teto de
cavernas calcárias.
Brine: sal contido em um estrato petrolífero; água fortemente impregnada de sal.
Calcrete: materiais superficiais, tais como os cascalhos ou areias cimentados por carbonato de
cálcio (CaCO3). Muitas vezes também chamado de caliche; carapaça carbonática que se desenvolve
sobre o solo nas áreas desérticas.
Canga: couraça e/ou carapaça ferruginosa superficial; concentração superficial de óxido e
hidróxido de ferro; rejeito de ferricrete.
Carbonado: diamante negro, mais duro que o branco cristalizado e do que o bort. Basicamente
utilizado em aplicações industriais.
Carbonatação: processo de alteração hidrotermal caracterizado pela formação de minerais
carbonáticos.
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Caulinização: processo pelo qual se dá a transformação dos feldspatos potássicos em caulim.
Clarck: conteúdo médio dos elementos na crosta continental; concentração com que as substâncias
químicas participam da composição média da crosta terrestre.
Colofana: fosfato de cálcio amorfo, incolor a branca (cinza escura a preta em condições de campo)
com dureza entre 2 e 5 e peso específico variando de 2,6 a 2,9.
Colofanito: rocha formada por fosfato de cálcio amorfo, comumente encontrado na forma de
nódulos, camadas ou substituindo e preenchendo fósseis como carapaças de foraminíferos.
Cratera: estrutura geralmente circular e que pode corresponder ao local de extravasamento do
magma ou ao produto do impacto de meteoritos.
Cúpula: zona superior, convexa. Cúpula granítica.
Depósito primário: jazida mineral formada singeneticamente.
Depósito secundário: jazida mineral geralmente formada pela acumulação de minerais detríticos
com valor econômico.
Deutérica (alteração): alteração de rochas ígneas durante os últimos estágios da consolidação do
magma e produzida por soluções hídricas e ricas em dióxido de carbono.
Diatrema: pipe vulcânico formado por explosão gasosa e constituído por tufos e breccias.
Dolomitização: processo diagenético de transformação do calcário calcítico em dolomita.
Duricrosta: crosta ferruginosa, bem endurecida, constituída por partículas de solo cimentadas por
óxidos de ferro.
EGP: sigla para designar os elementos do grupo platina.
Elemento raro: os elementos Ta, Nb, W, Zr, Hf, Be, Li, Cs e os Elementos Terras Raras.
Epidotização: formação de epídoto em uma rocha em função de um processo de alteração
hidrotermal ou do metamorfismo.
Epitermal: depósito mineral formado a pouca profundidade na crosta (~500m), onde a temperatura
é relativamente baixa, de 50º a 200º e a pressão excede de pouco mais de 100 atmosferas.
Época metalogenética: acúmulo de certas substâncias minerais em determinado intervalo de
tempo geológico.
Especializado (granito): granito enriquecido em elementos granitófilos (Be, Li, Mo, Nb, Rb, ETR,
Sn, W, Ta, Y, Zr).
Espilitização: processo de alteração das rochas basálticas de fundo oceânico em virtude da
interação entre elas e a água do mar com a albitização dos plagioclásios do basalto.
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Espilito: rocha balsáltica alterada contendo feldspato albítico.
Estratiforme: corresponde aos corpos de forma tabular concordantes com a lapa e capa. Exemplo
desse tipo são as camadas de carvão, gipsita e cromita (tipo Bushveld).
Estratófilo: o mesmo que strata-bound.
Estromatólito: corpo compacto de calcário com formas geralmente colunares, com concavidade
para cima, interpretada como estruturas resultantes de atividade de cianobactérias (algas azuis).
ETR: sigla para designar os elementos terras raras. Grupo de elementos com número atômico entre
57 e 71, com comportamento geoquímico muito semelhante e que ocorrem sempre juntos. La, Ce,
Pr, Nd, Pm, Sm, Eu, Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tm, Yb, Lu (Sc, Y).
Evaporito: depósito de gipsita, halita, carnalita formado pela evaporação de águas com grande
concentração de sais e a sua conseqüente deposição.
Exalativo: processo relacionado a emanações vulcânicas
Exalito: rocha originada de processos exalativos submarinos, e.g., chert, turmalinito, etc.
Ferricrete: camada superficial, dura, resistente à erosão, de um material correspondente a
sedimentos cimentados por óxidos de ferro. O mesmo que duricrosta.
Filão: jazida formada em fraturas / falhas preenchidas por uma substância mineral útil. Pode ser em
camada, em rosário ou ramificados.
Filão BGPC: terminologia francesa para filão de quartzo sulfetado contendo blenda, galena, pirita
e calcopirita.
Fílica (zona de alteração): também denominada de zona de seritização; zona de alteração
hipogênica, geralmente associada aos Cu-porfiríticos, contendo silicatos hidrotermais oriundos da
lixiviação dos aluminossilicatos (Na, Ca e Mg).
Flogopitização: processo de alteração hidrotermal-metassomático caracterizado pela intensa
formação de flogopita.
Formação ferrífera bandada: rocha formada pela alternância de chert e minerais de ferro.
Caracterizam ambientes antigos, Arqueano e Proterozóico Inferior. Ocorre em fácies: óxido,
sulfeto, silicato e carbonato. Principais tipos: Algoma e Lago Superior.
Fosforito: termo coletivo e mineiro para designar a rocha contendo apatita e outros minerais de
fósforo, de origem sedimentar.
Fumarola: exalação de gases (HCI -temperatura alta; CI, SO2, CO2, H2O - temperatura baixa) e
vapores de origem vulcânica, por fendas ou aberturas.
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Ganga: a parte estéril do minério.
Gema: o mesmo que pedra preciosa.
Gondito: rocha essencialmente constituída por quartzo e espessartita, produzida pelo
metamorfismo de sedimentos manganesíferos.
Greenstone: termo de campo relacionado a rochas ígneas básicas metamorfizadas. A coloração
verde deve-se à mineralogia existente como: clorita, actinolita e epídoto.
Greenstone belt: cinturão de rochas verdes representado por xistos máficos e ultramáficos
derivados de magmatismo, muitas vezes komatíico e intercalados com BIF, chert e rochas
vulcanoquímicas diversas, de baixo grau metamórfico, entre estruturas dômicas de granitóides
TTG. Comum em áreas arqueanas / proterozóicas inferior.
Greisenização: processo de alteração pneumatolítico que atua em todos os tipos de rochas sendo,
porém, mais significativo nos granitos.
Greisen: fácies extra-ácidas geralmente, onde os feldspatos do granito desaparecem, ficando então
constituídos de quartzo e mica acompanhados de minerais importantes: cassiterita, topázio, etc.
Hematitização: processo de alteração hidrotermal caracterizada pela formação de hematita.
HFSE: sigla de high field strength element que significa elementos de campo de força alto que
correspondem ao tório (Th), urânio (U) e tântalo (Ta).
Hidrotermal (fluido): originado pelas soluções aquecidas ascendentes, que alteram a composição
química das rochas atravessadas.
Hipotermal: depósito profundo (> 1,5 km) sob condições elevadas de temperatura (300o – 500o C)
e pressão.
Inclusão: corpo estranho (sólido, fluido ou gasoso) dentro da massa de um mineral ou rocha.
IOCG: sigla que designa depósitos distais relacionados a granitos e que contêm ferro (iron oxide),
cobre (copper) e ouro (gold). Estão associados a zonas de cisalhamento percolados por fluidos
graníticos.
Itabirito: rocha bandada formada pela alternância de finos níveis de chert/quartzo e minerais de
ferro (particularmente a hematita).
Jazida: concentração local de uma ou mais substâncias úteis. Inclui tanto os minerais propriamente
ditos, como também as substâncias naturais (rocha) inclusive fósseis de origem orgânica, como
carvão, petróleo, etc.
Khondalito: rocha que foi denominada na Índia, em referência ao nome khonds. Corresponde a
gnaisses aluminosos com granada-biotita±grafita e granada-sillimanita-biotita±grafita.
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Kupferschiefer folhelho marinho carbonoso (betuminoso) e carbonatado do Permiano Superior
explotado para prata e metais base, notadamente cobre. Ocorre no norte e centro da Europa
(Alemanha e Polônia).
Latossolo: solos minerais, profundos (normalmente superiores a 2,0 m). A sílica (SiO2) onde as
bases trocáveis (Ca, Mg e K) são removidas do sistema, levando ao enriquecimento em óxidos de
ferro e alumínio. As cores variam de vermelhas muito escuras a amareladas, geralmente escuras.
Lago Superior (formação ferrífera bandada): FFB associada a sedimentos formados em ambiente
plataformal e sem contribuição vulcânica associada.
Laterização: processo de intemperismo próprio de climas quentes e úmidos que culmina na
formação de solos lateríticos que após desidratação dão origem a crostas, cangas e concentrações
limoníticas (ricas em Fe2 O3).
LILE: sigla correspondente a Large Ions Lithophilys Elements. Elementos de raio atômico grande
como K, Rb, Cs, Sr, Ba, etc.
Lixiviação: separação de um material solúvel de um insolúvel, por meio de lavagem com um
solvente.
Lowell & Guilbert (depósito tipo): depósitos sulfetados de Cu-porfiríticos bem zonados, com
alterações hidrotermais importantes, com distribuição também zonada característica.
Maar: cratera vulcânica baixa e ampla, formada por erupções freáticas, rasas e acompanhadas por
refluxo magmático.
Maciço: bloco da crosta terrestre limitado por falhas ou flexões e soerguido como uma unidade
sem modificação interna.
Macusanito: riolito peraluminoso com fenocristais de andaluzita e sillimanita em uma massa
vítrea.
Martitização: processo hidrotermal / metassomático que transforma a magnetita em hematita.
Massivo: compacto, maciço.
Metal base: grupo de metais representados pelo Cu-Pb-Zn e Ni.
Metalogênese: ver metalogenia.
Metalogenia: estudos geológicos relacionados com a origem, transformação, concentração e,
inclusive, com a destruição de jazidas ou concentrações minerais.
Metal raro: grupo de metais que incluem, dentre outros, Ta, Nb, Zr, Hf, Li.
Microclinização: processo de alteração metassomático caracterizado pela formação de microclina.
Metassomatismo: processo de alteração e/ou de transformação química das rochas principalmente
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pela ação de fase fluida reagente, resultando na entrada e/ou saída significativa de componentes
químicos da rocha com modificação importante de seus minerais.
Metassomatito: rocha transformada metassomaticamente.
Mesotermal: depósito mineral hidrotermal formado a profundidades ~1,5 km e sob condições de
temperatura variando de 200o C a 300o C.
Metalografia: estudo dos minerais opacos em seções ou lâminas polidas sob luz refletida,
utilizando-se do microscópio metalográfico.
Mina: jazida em lavra.
Mineral leve: mineral de densidade < 2,89. Normalmente representados pelo quartzo e feldspato.
Minerais que flutuam no bromofórmio.
Mineral opaco: mineral geralmente metálico que nas lâminas delgadas petrográficas, não permite a
passagem da luz. Seu estudo se faz sob luz refletida em microscópio metalográfico.
Mineral pesado: mineral com densidade superior a 2,89. Minerais que afundam no bromofórmio.
Mineral satélite: minerais que correspondem aos verdadeiros satélites do diamante por se
encontrarem geneticamente ligados aos kimberlitos e lamproítos. São representados pelo
cromodiopsídio, piropo e picroilmenita.
MISA (granito): classificação dos granitos (tipos M, I, S, A) em relação a sua derivação e mesmo
ao ambiente de geração dessas rochas.
Moscovitização: processo de alteração hidrotermal caracterizado pela formação de moscovita.
MVT: sigla para designar os depósitos do tipo Mississipi Valley, o principal modelo de depósitos
de Pb/Zn associado a rochas carbonáticas.
Nelsonito: rocha pertencente à suíte anortosítica composta por ilmenita e apatita.
Ocorrência mineral: concentração mineral sem interesse econômico, mas interessante do ponto de
vista metalogênico.
Ocre: argila colorida por óxidos de ferro de várias tonalidades (vermelhas, castanhas, amarelas).
Oligisto: termo em desuso; o mesmo que hematita.
Ongonito: querotófiro contendo albita, quartzo e topázio, enriquecido em Li, Fe e Sn.
Quimicamente é similar a granitos do tipo S ou graitóides da série ilmenita.
Pantellerito: riolito sódico com fenocristais de quartzo bipiramidal e de feldspato sódico
(anortoclásio ou albita) com os minerais máficos (riebeckita, arfvedsonita) restritos à massa
fundamental.
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Pedido de pesquisa: solicitação de licença para efetuar Pesquisa Mineral.
Pedra-sabão: o mesmo que esteatito.
Pedreira: rocha aflorante (grande lajedo); lugar de onde se extrai pedras.
Pepita: grão de ouro ou qualquer outro mineral precioso de tamanho digno de destaque encontrado
nas aluviões.
Percolação: passagem de um fluido através de um meio. Durante essa operação pode-se filtra-lo ou
extrair algum tipo de substância deste meio.
Permeável: propriedade de uma rocha ou outro material qualquer de permitir a passagem da água
(ou qualquer outro tipo de fluido) em maior ou menor vazão por unidade de área.
Pervasivo: processo de percolação não forçado.
PGE: sigla que corresponde a platine group element (elementos do grupo da platina): Pt, Pd, Re,
Os, Ru, Ir.
Pipe: corpos com forma tubular, típicos dos kimberlitos.
Plintita: agregado de argila, quartzo e outros minerais, rico em ferro, com coloração rosada e com
aspecto de um reticulado poligonal.
Plutonito catazonal: corpo ígneo intrusivo em zona profunda e que se encontra encaixado em
rochas do tipo gnaisses, granulitos, pioxênio anfibolitos.
Plutonito mesozonal: corpo ígneo intrusivo em zona intermediária e que se encontra encaixado em
rochas do tipo xistos, anfibolitos e gnaisses finos.
Plutonito epizonal: corpo ígneo intrusivo em zona mais superficial e que se encontra encaixado
em rochas sedimentares e metamórficas de grau baixo (ardósias, filitos, xistos finos).
Pneumatólise: processo pelos quais os gases que se desprendem do magma, produzem novos
minerais na zona aonde atuam.
Pneumatolítico: relativo à pneumatólise.
Pod: geometricamente, uma forma algo cilíndrica que lembra um charuto.
Podiforme (cromita): correspondem aos corpos cromitíticos do tipo alpino. A cromita associada a
essa tipologia tem textura pull a part (tipo ‘pele de onça’). Sua assinatura química, em relação aos
platinóides associados, corresponde ao Ir, Os e Ru.
Possança: espessura de estrato geológico ou da jazida mineral.
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Potássica (zona de alteração): zona de alteração hidrotermal que pode se encontrar associada aos
depósitos tipo Cu-porfirítico. Quando ela ocorre é caracterizada pelo desenvolvimento de
ortoclásio-biotita, ortoclásio-clorita ou ortoclásio-biotita-clorita.
Potencial: virtual (suscetível de se realizar), possível.
Potencialidade: qualidade ou caráter de potencial.
Precursor (granito): corpo com concentrações de metais em níveis que permitem considerá-lo
geneticamente como um predecessor dos granitos mineralizados.
Propilítica (zona de alteração): zona de alteração hidrotermal (mais externa e sempre presente)
associada aos depósitos de Cu-porfiríticos. É caracterizada pelo desenvolvimento de minerais
cálcio-magnesianos.
Propilitização: processo de alteração com a transformação de silicatos escuros em clorita, epidoto
e dos feldspatos em calcita, epídoto e quartzo. As rochas andesíticas são particularmente
susceptíveis a esse tipo de fenômeno.
Prospecto: ocorrência mineral que suscita interesse para a pesquisa.
Protominério: rocha mineralizada de baixo teor, que por processos de alteração secundários pode
se transformar em minério.
Queluzito: rocha formada predominantemente por rodonita e espessartita
Raughaugito: carbonatito com ankerita ou dolomita. Semelhante ao sovito, só que trocando a
calcita pela dolomita.
Reaction skarn: níveis de margas ou material misto vulcano-sedimentar que são transformados em
rochas calciossilicatadas em função do metamorfismo regional.
REE: sigla de rare earth elements (elementos terras raras).
Reef: termo utilizado para designar os corpos mineralizados ou que encerram as zonas
mineralizadas; recife.
Rejeito: material retirado junto com o minério e não aproveitado em virtude de não ter valor
econômico.
Reserva Mineral: reserva de minério que pode ser (legalmente, economicamente e tecnicamente)
extraída.
Rocha fonte: formação geológica onde o gás e o petróleo são originados; rocha da qual derivam os
minerais detríticos.
Rocha hospedeira: o mesmo que rocha encaixante.
Rocha matriz: o mesmo que rocha fonte.
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Sabkha: depósito de Ag, Zn, Pb associado a evaporito-carbonato e material siliciclástico formados
ao longo de costas áridas e desérticas.
Salbanda: zoneamento encontrado em veios, geralmente no contato entre estes e a rocha
encaixante e onde se concentram minerais que podem ou não ser econômicos.
Salmoura: solução salina, principalmente de NaCl (cloreto de sódio), produto de evaporação ou
congelamento.
Satélite: designação geral para uma série de minerais acompanhantes do diamante (ver: mineral
satélite).
Seção polida: rochas ou minerais polidos de modo a permitir o estudo em microscópio
metalográfico.
Selvage: zona de material alterado situado ao longo de uma falha, junta, veio ou fissura mostrando
efeitos de soluções circulantes ou vapores.
Sericitização: processo de alteração hidrotermal caracterizado pelo intenso desenvolvimento da
sericita que se desenvolve a partir dos aluminosilicatos presentes na rocha.
Série ilmenita (granito): granitos a ilmenita geralmente de derivação sedimentar.
Série magnetita (granito): granitos a magnetita de derivação ígnea.
Serpentinização: processo de alteração hidrotermal que atuando nas rochas ultrabásicas
transforma os minerais ferromagnesianos em serpentina.
Silcrete: horizonte iluvial endurecido, não superficial, em um latossolo silicoso.
Silexito: o mesmo que chert; rocha constituída essencialmente por sílica, sendo, em parte, produto
da deposição de gel de sílica ou da diagênese.
Silicificação: processo de alteração (tardimagmático, hidrotermal ou diagenético) caracterizado por
introdução de sílica ou substituição, pela sílica, de minerais pré-existentes.
Sill: corpo intrusivo tabular disposto concordantemente com as suas rochas encaixantes.
Skarn: termo para designar as rochas compostas silicatos de cálcio e derivadas de calcários e
dolomitos nos quais foram introduzidos quantidades apreciáveis de Si, Al, Fe e Mg.
Skarnito: o mesmo que skarn.
Sludito: rocha formada metassomaticamente no contato entre granito e rochas ultrabásicas e
essencialmente constituída por biotita / flogopita; a rocha que hospeda as mineralizações de
esmeralda de Carnaíba, BA.
Sovítica (fase): fase cálcica dos carbonatitos.
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Sovito: carbonatito calcítico.
Stockscheider: corpos pegmatíticos (diques e sills) e filões tabulares encontrados manteando uma
cúpula granítica.
Stockwerk: termo alemão utilizado para designar uma massa rochosa interpenetrada por numerosos
e pequenos veios de minério.
Stockwork: o mesmo que stockwerk.
Strata-bound: mineralizações epigenéticas contidas e limitadas por um estrato.
Supérgeno: termo aplicado aos minérios e minerais que sofreram enriquecimento em função das
águas de infiltração.
Supergênico: o mesmo que supérgeno.
Tactito: rocha formada por metamorfismo de contato e metassomatismo de rochas carbonatadas;
veja skarn.
Teletermal: depósito mineral produzido na ou próximo a superfície a partir de soluções
hidrotermais ascendentes e representando a fase terminal da atividade.
Teor limite: o menor teor que compensa economicamente a lavra subterrânea.
Tipo-I (granito): granito cujo protólito corresponde a uma rocha ígnea.
Tipologia: classificação que trata das constituições e dos caracteres distintivos de uma classe de
depósitos
Tipo-S (granito): granito derivado de rochas sedimentares.
Treshold: o mesmo que valor limiar.
Trincheira: escavação rasa, efetuada durante a etapa de prospecção, para investigação de
subsuperfície.
TTG (granitóides): sigla para designar rochas do tipo trondhjemito, tonalito, granodiorito.
Turmalinização: processo de alteração das rochas devido a metassomatismo, pneumatólise ou
hidrotermalismo, que se caracteriza pela intensa formação de turmalina.
Turmalinito: rocha com mais de 20% de turmalina (geralmente schorl ou dravita) na composição
modal.
Valor limiar: Em geoquímica corresponde ao valor que marca o limite superior e inferior de uma
população particular de dados.
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Veio: parte da mina onde se encontra o mineral; filão.
Vieiro: o mesmo que fiilão.
VMS: sigla para volcanic massive sulfide (sulfeto vulcânico maciço).
White smokers: são chaminés hidrotermais formadas por minerais ricos em bário, cálcio e sílica
que conferem a cor branca a essas formações.
White schist: rocha xistosa formada em ambiente de alta pressão (10 kilobars) e formada pela
associação de talco com cianita.
Zona de cúpula: zona superior, zona convexa, domo.
Zona garimpeira: área reservada para atividades garimpeiras
Zona de alteração: halo de alteração desenvolvido em torno de uma série de feições tais como
falhas, zonas de cisalhamento, plugs, diques, etc., onde se pode dar tanto o enriquecimento quanto
a depleção de elementos.
Zona de cementação: zona de enriquecimento supérgeno situada acima do lençol freático onde se
dá a precipitação dos metais lixiviados da parte mais superficial dos filões sulfetados.
Zona mineralizada: uma zona de enriquecimento mineral, em geral, ao redor de uma intrusão
ígnea.
Zonado: que possui faixa quase sempre de cor ou composição diferente da que constitui o fundo.
Zoneamento: ato ou efeito de dividir por zonas.
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