fundação comunitária educacional e cultural de joão monlevade

UNIVERSIDADE DO ESTADO DE MINAS GERAIS
FACULDADE DE ENGENHARIA
CAMPUS JOÃO MONLEVADE
CAROLINA SOARES DE MORAIS
JULIANA CALDEIRA COTA
MAÍLSON BRAGA MOREIRA
MARLON JOSÉ SOARES
OLGA REGINA SOARES
RICARDO AUGUSTO MARTINS FIGUEIREDO
WENDELL MAGALHÃES SANTOS
DEPÓSITOS DO TIPO SKARN
João Monlevade
2011
1
CAROLINA SOARES DE MORAIS
JULIANA CALDEIRA COTA
MAÍLSON BRAGA MOREIRA
MARLON JOSÉ SOARES
OLGA REGINA SOARES
RICARDO AUGUSTO MARTINS FIGUEIREDO
WENDELL MAGALHÃES SANTOS
DEPÓSITOS DO TIPO SKARN
Trabalho apresentado ao Professor da
Disciplina Geologia Econômica do 7º
período do curso de Engenharia de
Minas.
Prof. Orientador: Eugênio Eustáquio
Ferreira
João Monlevade
2011
2
CAROLINA SOARES DE MORAIS
JULIANA CALDEIRA COTA
MAÍLSON BRAGA MOREIRA
MARLON JOSÉ SOARES
OLGA REGINA SOARES
RICARDO AUGUSTO MARTINS FIGUEIREDO
WENDELL MAGALHÃES SANTOS
DEPÓSITOS DO TIPO SKARN
Trabalho apresentado ao Professor da Disciplina Geologia Econômica do 7º
período do curso de Engenharia de Minas.
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João Monlevade, 28 de abril de 2011.
Eugênio Eustáquio Ferreira
Professor Orientador
3
LISTA DE ILUSTRAÇÕES
Figura 1 – Minerais que podem se formar durante a escarnitização ..................... 17
Figura 2 – Variação do conteúdo de CO2 – H2O das inclusões fluidas dos skarns c
Brejui .........................................................................................................................23
4
SUMÁRIO
1 INTRODUÇÃO ................................................................................................
05
2 DEPÓSITOS ESCARNITÍCOS.........................................................................
06
2.1 Geometria dos depósitos............................................................................
06
2.2 Idade dos depósitos ..................................................................................
07
2.3 Depósitos minerais escarníticos................................................................
07
2.4 Alterações hipogênicas..............................................................................
08
3 ROCHAS E MINERAIS ASSOCIADOS...........................................................
10
4 MINERAÇÕES POSSÍVEIS NO AMBIENTE..................................................
11
5 DEPÓSITOS RECONHECIDOS E ESTUDADOS NO BRASIL ......................
13
5.1 Depósito em Brejuí/Barra Verde/Boca de Lage/Zangarelhas, (RN) ......
13
5.2 Depósito no maciço de Itaoca (SP-PR) ....................................................
15
6 DEPÓSITOS SKARNS NO MUNDO ...............................................................
18
6.1 Depósitos de Ferro .....................................................................................
18
6.2 Depósitos de Ouro......................................................................................
19
6.3 Depósitos de Tungstênio ...........................................................................
20
6.4 Cobre skarns................................................................................................
21
6.5 Zinco skarns.................................................................................................
22
6.6 Molibdênio skarns.......................................................................................
23
6.7 Skarns Estanho...........................................................................................
24
6.8 Outros tipos skarn ......................................................................................
25
7 COMPARATIVO DOS DEPÓSITOS DE WO3 DO BRASIL EM RELAÇÃO
AO MUNDO.........................................................................................................
26
8 CONCLUSÃO...................................................................................................
27
REFERÊNCIAS...................................................................................................
28
5
1 INTRODUÇÃO
O termo skarn foi introduzido por geólogos suecos para designar rochas
metamórficas regionais ou de contato constituídas por silicatos de Ca, Mg e Fe
derivados de um protolito de calcários e dolomitas nos quais se há introduzido
metasomáticamente grandes quantidades de Si, Al, Fe e Mg.
Antes o termo era empregado numa conotação genética (rocha formada por
processos hidrotermais), porém atualmente entende-se por “Skarn” as rochas
metamórficas que contem minerais calciossilicatados, tais como, por exemplo: o
diopsídio, epidoto,wollastonita, granada andradita, grossularita, actinolita etc.
O trabalho seguinte tem por objetivo abordar os principais tópicos relativos aos
depósitos do tipo skarn, como sua formação, mineralogia e importância econômica.
6
2 DEPÓSITOS ESCARNITÍCOS
2.1 Geometria dos depósitos
Escarnito é o nome genérico dado a uma rocha metamorfo-metassomática que se
forma em locais onde ocorrem reações mineralógicas condicionadas pela presença
de uma rocha silicatada em contato com uma rocha carbonatada. Durante o
metamorfismo térmico (=de contato) de uma seqüência sedimentar podem formar-se
escarnitos de reação no contato entre um cornubianito (ou borfnfels, produto do
metamorfismo de contato sobre folhelhos) e um mármore (produto do metamorfismo
térmico de um calcário).
Esse tipo de escarnito forma-se em um ambiente isoquímico, em pequena escala
(alguns centímetros), quando há intercalação de finas camadas de folhelho e
calcário, que proporciona a transferência metassomática de componentes entre
essas litologias. Os escarnóides resultam do metamorfismo de margas em
ambientes quimicamente abertos, que proporcionam a atividade de fluidos externos
em pequena proporção. Têm formas adaptadas ao percurso seguido pelos fluidos
metassomáticos e pelos contatos entre as rochas carbonatadas e silicatadas.Os
escarnitos propriamente ditos, também denominados escarnitos de infiltração,
formam-se pela ação conjunta de metamorfismo térmico e de metassomatismo em
larga escala, causados por uma intrusão ígnea em meio a rochas carbonatadas. Os
escarnitos de infiltração são os maiores e economicamente mais importantes, e a
eles se associa a maior parte dos depósitos intermediários possíveis entre
escarnitos
puramente
metamórficos
e
aqueles
puramente
metassomáticos.
Geralmente são necessários os dois processos para que se formem escarnitos de
grande porte.
É necessário que um grande volume de fluidos e de rochas carbonatadas interajam
para que grandes volumes de escarnitos e/ou depósitos minerais economicamente
interessantes possam formar-se. Essa situação normalmente só ocorre quando um
plutão granítico é o emissor dos fluidos e níveis espessos de rochas carbonatadas
ou margosas sejam atingidos por esses fluidos.Se as rochas carbonatadas
7
estiverem em contato com o plutão e forem, em partes, englobadas pelo plutão, os
escarnitos
irão
se
formar
dentro
do
plutão
e
serão
denominados
endoescarnitos.Quando o escarnito forma-se fora do plutão, é denominado
exoescarnito. Exoescarnitos podem forma-se a distâncias consideráveis do contato,
a depender da facilidade que os fluidos hidrotermais tenham para migrar através de
falhas e descontinuidades.
Os endoescarnitos têm formas imprevisíveis, que dependem da dimensão, forma e
absorção do fragmento de rocha carbonatada englobado pelo granito. Muitas vezes
a forma do endoescarnitos é adaptada à superfície de contato entre a intrusão e a
encaixante carbonatada.Exoescarnito geralmente são estratiformes, e têm as suas
maiores
dimensões
semi-pararelas
aos
contatos
da
camada
de
rochas
carbonatadas.
2.2 Idade dos depósitos
A maioria dos depósitos escarníticos são mesozóico ou mais recentes. Os poucos
depósitos importantes do Paleozóico são mineralizados com W e Sn e são depósitos
originados a grandes profundidades. Os depósitos com Cu e Pb-Zn conhecidos
ocorrem em maior quantidade no Terciário.Não se conhece qualquer fator que
impossibilite a formação de depósitos escarniticos em épocas antigas.
2.3 Depósitos minerais escarníticos
Os depósitos minerais formados pela interação entre fluidos mineralizadores
derivados de intrusões ígneas com rochas carbonatadas são classificados, segundo
Einaud er al, (1981), conforme a composição dos seus minérios e o tipo de rocha
carbonatada co-genetica.
8
2.4 Alterações hipogênicas
Os escarnitos cálcicos derivam de calcários, e os magnesianos formam-se a partir
de dolomitos. Ambos sempre se associam a rochas termo-metamorificas
denominadas cornubianito cálcio-silicatados (calç-silicate bornfels), formados por
reações
termo-metamorficas,
causadas
pela
intrusão,
sobre
sedimentos
carbonatados impuros (calcários sílticos ou folhelhos cálcicos) concomitantemente à
escarnitização. A mineralogia dos escarnitos é a soma dos minerais termometamórficos e dos minerais formados pela interação entre fluidos ígneos e rochas
carbonatadas. Entre todos os minerais que podem cristalizar-se nos escarnitos, as
paragêneses a granadas e piroxênios são as que melhor caracterizam esse
ambiente geológico.
A gênese de um escarnito passa por três fases distintas, cada uma responsável pela
formação de minerais específicos. O processo inicia-se com formação de minerais
específicos.O processo inicia-se com formação de uma auréola termo-metamórfica.
A mineralogia conseqüentemente dessa fase depende das composições das rochas
afetadas. Em rochas carbonatadas, esse metamorfismo tem como principal
consequência a recristalização da calcita e da dolomita dos calcários, gerando um
mármore. Caso os calcários sejam impuros, formam-se, sobretudo talco, tremolita,
wolastonita, diopisidio e forsterita, a depender do grau metamófirco e da composição
das impurezas. Caso as encaixantes do plutão sejam margas, cristalizam-se,
também, granadas, epidotos e idocrásio (vesuvianita).
Após o metamorfismo, o sistema é invadido por fluidos metassomáticos que geram
uma mineralogia metassomática ou progradacional. Nessa fase, quando a
temperatura dos sistemas aumenta, formam-se os escarnitos propriamente ditos.Os
silicatos escarníticos mais comuns são as granadas, os piroxênios e os epidotos.
Praticamente todos os grandes depósitos são zonados, e a distribuição geral das
zonas, no sentido do plutão para as encaixantes, é: a) endoescarniticos a piroxênio
+ plagioclásio; b) exoescarnito com predomínio de piroxênio sobre granadas; d)
exoescarnito a wolastanita e/ou epidoto.
9
Einaudi et al. (1981) notaram que as assembléias mineralógicas da fase
progradacional dos escarnitos podem ser divididas em assembléias de minerais
oxidados, com ferro férrico, e assembléias de minerais reduzidos, com ferro ferroso.
O estado de oxidação dos minerais varia conforme o tipo de minério que os
depósitos contêm, e a definição do estado de oxidação do escarnito serve como
fator identificador do potencial metalogenético do escarnito. Os escarnitos
mineralizados a cobre têm piroxênios e granadas sempre muito “oxidados”.
Escarnitos mineralizados a chumbo-zinco têm sempre granadas oxidadas e
piroxênios com estados de oxidação variados. Depósitos escarniticos com outros
elementos de minério não foram caracterizados segundo o estado de oxidação de
seus minerais.
Após o sistema intrusivo atingir a seu máximo de atividades, a temperatura começa
a diminuir, o que permite o retorno da água expulsa das encaixantes durante a fase
progradacional e a invasão do sistema por águas quentes provindas do plutão. Esta
fase hidrotermal é denominada fase retragradacional ou de alteração do escarnito.
Formam-se minerais hidratados, sobretudo biotita, horblenda, actinolita e epidoto, na
maior parte das vezes junto aos contatos intrusivos ou entre camadas e ao longo
dos principais canais de hidrotermalismo. O grau de substituição das paragêneses
progradacionais pelas de alteração é muito variado. Junto aos depósitos de
wolfrâmio, a alteração geralmente limita-se a uma franja de endoescarnitos com
piroxênio-plagioclásio-epidoto juntos a uma quantidade importante de mirmequitos.
Nos escarnitos mineralizados a cobre, ao contrario, a alteração é muito intensa,
caracterizada, sobretudo pela sericitação das rochas.Além da sericita, formam-se
quantidades importantes de tremolita-actinolita, argilas smectíticas, carbonatos,
quartzo e óxidos de ferro, junto a quantidades menores de talco, epidoto e
clorita.Nos depósitos de chumbo-zinco formam-se ilvaíta magnesífera, piroxenoides,
anfibólios com pouco cálcio e clorita.A mineralogia retrogradacional dos depósitos de
molibdênio inclui a horblenda, a actinolita e concentrações locais de epidoto.
10
3 ROCHAS E MINERAIS ASSOCIADOS
É usualmente formada por metassomatismo químico durante metamorfismo de
contato com zonas de intrusões magmáticas como granitos com rochas ricas em
carbonatadas como calcários e dolomitos. Skarns nos ambientes ígneos são
associados com hornfels, mármore hornfels e amplas zonas de rochas
calcossilicáticas.
O
metamorfismo
de
contato
pode
formar
depósitos
específicos.
Estes
preferencialmente se associam à zona de contato entre intrusões magmáticas,
usualmente de natureza granítica, e seqüências rochosas carbonatadas. Minerais
neoformados tais como de wolfrâmio, ferro, ouro, cobre, wollastonita, granada, etc.
podem se tornar enriquecidos dentro da auréola de contato com a rocha encaixante.
Figura1: Minerais que podem se formar durante a escarnitização
11
4 MINERAÇÕES POSSÍVEIS NO AMBIENTE
Nos escarnitos mineralizados a ferro, a magnetita é o principal mineral de minério
primário. A hematita produzida nesses depósitos forma se em concentrações
supergênicas, enquanto a pirita e a calcopirita estão sempre presentes em pequenas
quantidades, formando às vezes concentrações econômicas. Já os depósitos de
wolfrâmio têm a scheelita como principal mineral de minério e são caracterizados por
ocorrerem sempre em zonas muito retrogradacionalmente alteradas, ricas em esfeno
e apatita, quando os teores do wolfrâmio são altos. Sulfetos, principalmente
calcopirita, pirrotita, pirita e molibdenita são comuns nesses depósitos.
Os depósitos escarníticos de cobre tem a calcopirita como principal mineral de
minério e podem ou não se associar a depósitos apicais disseminados. Quando
ocorre essa associação (Porphyry-Skarn Cu), as reservas de minério são muito
maiores. Sulfetos e óxidos de ferro ocorrem como disseminações, como bandas
maciças e como veios dentro do escarnito. A associação pirita-calcopirita é
característica da zona a granada e a razão pirita/calcopirita diminui em direção às
zonas mais externas, caindo a zero junto aos mármores encaixantes. Na zona a
wolastonita, os sulfetos mais comuns são bornita e calcopirita, com quantidades
menores de esfalerita e tenantita.
Os depósitos escarníticos de zinco e chumbo geralmente têm altos teores de prata e
apresentam a galena e a esfalerita são os principais minerais de minério. Calcopirita
e magnetita costumam ocorrer nas zonas mais externas. Esses depósitos podem
ocorrer a vários kilômetros de distância da intrusão, ou mesmo na ausência de
qualquer tipo de manifestação ígnea conhecida.
A molibdenita é o mineral de minério dos depósitos escarníticos de molibdênio.
Alguns depósitos são polimetálicos, sendo lavrados, além do Mo, Ag, Cu, Bi, Pb, Zn,
Sn e Li.
Os depósitos de estanho que são mineralizados com cassiterita tem um pouco de
scheelita, calcopirita, esfalerita, pirrotita, magnetita, pirita, arsenopirita e fluorita. Nos
escarnitos magnesianos, o estanho ocorre em magnetitas, em boratos ou em
12
ambientes sem quartzo, na forma de nordenskioldina [(B03)2CaSn]. No estágio
retrogradacional, os fluidos hidrotermais ácidos liberam o Sn dos boratos,
redepositando-o como cassiterita. Nos escarnitos cálcicos, por vezes, a cassiterita
não se cristaliza e o Sn é assimilado nas malhas cristalinas da andracita e da
malaquita ou, mais raramente, da axinita, da magnetita ou de anfibólios. Alguns
depósitos têm estruturas laminares denominadas “wrigglitas”, caracterizadas por
uma laminação caótica, que alterna lâminas claras, de fluorita, e escuras, de
magnetita.
Os depósitos escarníticos de ouro são pouco comuns. Ocorrem em regiões de
cinturões de rochas verdes, junto a enxames de diques e stocks monzoníticos e a
granitos a magnetita (Mueller &McNaughton, 2000; Malo et alii, 2000). O ouro ocorre
na forma nativa, junto ao bismuto nativo, arsenopirita, pirrotita, calcopirita e pirita. No
estágio
progradacional
formam-se
herdenbergita,
johansenita
e
andaradita.
Espinélio, wolastonita e escapolita são menos freqüentes. Na fase de alteração
retrogradacional ocorrem actinolita, clorita, prehnita, epidoto, zoicita e, em menores
proporções, apatita e feldspato K.
13
5 DEPÓSITOS RECONHECIDOS E ESTUDADOS NO BRASIL
5.1 Depósito em Brejuí/Barra Verde/Boca de Lage/Zangarelhas, (RN)
As minas de Brejuí, Barra Verde, Boca de Lage e Zangarelhas, esta última em
desenvolvimento, correspondem a único depósito de scheelita, localizado entre as
cidades de Currais Novos e Acari, no Rio Grande do Norte. Essas minas são
responsáveis pela produção, até 1982, de 36544t de concentrado com teor médio de
73% de WO3 , representando o mais importante jazida da Província Scheelitífera do
nordeste. O depósito Brejuí/Barra Verde/Boca da Lage/ Zangarelhas correspondem
a 91% das reservas de toda província, com as reservas totais avaliadas em 11x10 6 t,
e teor médio de 0,5% WO3, das quais aproximadamente 5,5x 106
t já foram
extraídas.
Os skarns primários da mina Brejuí apresentam uma mineralogia relativamente
simples constituída de hormblenda, diopsídio, grossulária, plagioclásios e quartzo
(Salim et al, 1991 e este volume). Esta paragênese é alterada por fluidos
hidrotermais formando uma associação mineral complexa onde os principais
representantes são a escapolita, a vesuvianita, os epídotos, os carbonatos, as
sericitas, as cloritas, os zeólitos e o quartzo. Acrescenta-se ainda a paragênese da
mineralização representada por scheelita (CaWO4), fluorita (CaF2) e sulfetos de FeCu-Mo. Dados experimentais da literatura e parâmetros microtermométricos das
inclusões fluidas estudadas indicam que esta alteração se processou a temperaturas
inferiores a 400°C (Salim, 1993).
Já o Skarn secundário que é uma fase de alteração tardia destrói a mineralogia e a
estrutura dos Skarns primários originando novas associações minerais e texturas
que podem ser resumidos em quatro aspectos predominantes. O primeiro forma
bandas monominerais (epidotos ou vesuvianita ou escapolitas) ou bandas
poliminerais (estes três minerais e mais o quartzo) concordantes com as bandas dos
skarns primários. O segundo mostra uma textura de brecha decorrente de uma
venulação cortando o skarn primário; os veios são mono ou poliminerais e formados
de epidotos, vesuvianita, escapolitas, quartzo, calcita. O terceiro é o de um skarn
14
cheio de cavidades que lhe conferem uma textura porosa, destacando-se a
presença de zeólitos na sua mineralogia. O quarto e último aspecto apresenta um
skarn completamente alterado para uma massa argilosa e friável, onde os sulfetos
são oxidados em carbonatos de cobre e óxidos de ferro.
A mineralização nesta jazida está representada pela scheelita, fluorita e sulfetos
(pirita, calcopirita. bornita e molibdenita), sendo a scheelita o mineral
mais importante economicamente na mina. Esta mineralização está associada aos
skarns secundários, principalmente à paragênese epidoto-prehnita. Uma scheelita
orientada segundo a foliação dos skarns é descrita na mina como associada à
paragênese primária (Beurlen et al.1982). As observações petrográficas e os dados
químicos e difractométricos não a confirmaram nos casos estudados, embora tal
associação seja comum em outros Skarns do mundo (Kwak, 1987). A molibdenita
ocorre comumente associada com a scheelita. Os outros sulfetos, embora careçam
de estudos específicos, mostram uma evolução partindo da pirita, passando pela
calcopirita até a
bornita, ou seja, no sentido de espécies mais enriquecidas cm cobre. Estes sulfeto
de Fe-Cu são localmente substituídos pela magnetita. O bismuto nativo e o seu
sulfeto bismutinita ocorrem junto com sulfetos e zeólitos em cavidades e fraturas dos
Skarns.
15
5.2 Depósito no maciço de Itaoca (SP-PR).
O maciço granitóide Itaoca possui área superior a 200 km² e integra os terrenos précambrianos do Cinturão Ribeira que afloram no sul-sudeste de São Paulo e nordeste
do Paraná (Vale do Ribeira), como parte das faixas de dobramento do Sudeste do
Brasil. As encaixantes do batólito são rochas metassedimentares do Subgrupo
Lajeado (parcialmente equivalente ao Grupo Açungui), cuja estratigrafia é revisada,
e parcialmente correlacionada com a Formação Água Clara, considerada basal à
unidade Lajeado. Foram reconhecidas e mapeadas no maciço, intrusivo e
circunscrito, fácies e associações de fácies granitóides calcioalcalinas monzoníticas
de alto potássio, a magnetita, do tipo I.
A natureza do batólito e de suas encaixantes, a relação de contato das ígneas com
rochas metassedimentares, a distribuição das fácies intrusivas no maciço e os
parâmetros físico-químicos de formação dos depósitos minerais da área permitem
considerá-lo posicionado entre a epizona e mesozona crustais, entre 6 a 7 km de
profundidade, e formado por várias injeções cogenéticas, por balloning, a partir de
magma precursor gerado na base da crosta.
No batólito há ocorrências minerais diversas, dentre as quais se destacam as de
wollastonita (CaSiOs) e scheelita-powellita [Ca(W,Mo)O4], em escarnitos formados
por metamorfismo térmico de contato da intrusão sobre mármores de pendentes do
teto, no centro do batólito. A wollastonita foi gerada por processos de
descarbonatação das matrizes marmóreas dos escarnitos, durante o metamorfismo
de contato. Quanto aos depósitos metálicos, os corpos mineralizados do maciço
Itaoca são representantes clássicos dos W-Mo-Cu escarnitos de contato presentes
em diversas partes do mundo. Estes corpos e as mineralizações associadas
formaram-se em estágios metassomáticos e hidrotermais, a partir dos 600 °C e
pressão em torno de 2 kbar. À mineralização de wollastonita e scheelita-powellita se
superpõem sulfetos diversos (pirita,pirrotita, arsenopirita, molibdenita, esfalerita,
calcopirita, bornita), minerais supérgenos de cobre (malaquita e azurita), e ouro,
gerados em temperaturas sucessivamente mais baixas. A partir da linhagem
granitóide do Itaoca, a tipologia dos depósitos e as assinaturas isotópicas de
16
estrôncio, carbono e oxigênio dos escarnitos, sugerem-se uma origem magmática
para o conteúdo metálico do estágio metassomático destes corpos.
Com base em correlações entre as matrizes marmóreas dos escarnitos e os litotipos
associados dos pendentes do teto do batólito Itaoca, as rochas metassedimentares
da borda do maciço e as unidades rochosas regionais, formula-se modelo para a
geração de escarnitos de contato no Vale do Ribeira, que seriam corpos
stratabound, associados aos horizontes de mármore da Formação Água Clara, basal
ao Subgrupo Lajeado, enquanto que os principais conteúdos metálicos desses
corpos metassomáticos estariam subordinados à natureza das intrusivas granitóides
envolvidas na formação dos escarnitos.
Ao norte da vila Itaoca ocorre um pendente de teto com aproximadamente 600 m por
400 m, alongado segundo, a direção geral das camadas rochosas (N20-25°W). Em
profundidade, a sua extensão é superior a 200 m, o limite das sondagens. Do núcleo
para as bordas a estrutura consiste, sucessivamente, de quartzito, moscovitasillimanita
hornfels,
mármores,
e
uma
seqüência
rítmica
de
hornfelses
calcissilicáticos e pelíticos. Da ação de contato dos granitóides sobre os mármores
resultou na formação de dois tipos de escarnitos.
Um ocorre no contato dos granitóides com mármores e é um escarnito escuro (Elliot
1982), ou piroxênio-granadífero (Smirnov 1982), denominado de granada-piroxênio
escarnitos por Ens (1990). É de aparência maciça e compacta, verde-escura a
marrom, de matriz fina a média, e constituído por agregados granoblásticos de
salita/ferrosalita e granada (grossuláriaandradita), a qual também ocorre em
porfiroblastos dispersos na matriz piroxenítica. O escarnito forma faixas decimétricas
e métricas mais ou menos contínuas, que aumentam de volume e resultam em
bolsões métricos a decamétricos interacamadados no interior do mármore original.
A
esses
escarnitos
se
associam
litotipos
particulares.
Um
resulta
de
metassomatismo de contato impresso tanto nos mármores quanto nos granitóides
adjacentes. Nesses casos, a biotita e a hornblenda do granitóide foram substituídos
por diopsídio, epidoto e, localmente, granada, com mudança da textura porfiróide
original para granoblástica. Isto permite classificá-la como endoescarnito (Smirnov
17
1882). Outro é uma rocha esverdeada, fina, granoblástica, constituída por diopsídio
(50%), granada, plagioclásio, epidoto e quartzo, e ocorre entre os granada-piroxênio
escarnitos e o mármore. Esta rocha se distingue dos escarnitos pela cor mais clara e
menor densidade podendo ser considerada como halo periférico resultante de
metassomatismo mais brando que o registrado nos escarnitos. As suas
características permitem classificá-la como hornfels calcissilicático metassomático,
e, assim, distingui-la dos demais hornfelses calcissilicáticos do pendente do teto.
Já na mineralização nos escarnitos do maciço Itaoca são, normalmente,
representadas por wollastonita, scheelita-powellita e molibdenita. Em apenas uma
ocorrência observa-se a associação com mineralizações de cobre e ouro.
Há uma nítida dissociação entre os tipos das mineralizações mais importantes.
Assim, os depósitos de scheelita-powellita se associam a corpos de granada-salita
escarnitos, enquanto os de wollastonita aos granada-wollastonita escarnitos.
As concentrações de scheelita-powellita são agregados de minerais cinzentos
(branco-azulados, à luz ultravioleta) com dois modos de ocorrência. Ora são finas
disseminações de minerais submilimétricos, dispersos na matriz dos escarnitos
salíticos, ora são agregados submilimétricos a subcentimétricos, concentrados nos
níveis ricos em granada ou nas fraturas dessas rochas.
Em granada-piroxênio escarnitos e, mais raramente, em endoescarnitos e hornfelses
calcissilicáticos metassomáticos associados, ocorrem teores inferiores a 0,1% a
superiores a 2% de WO3. Nos granada-wollastonita escarnitos, esses teores
decrescem para menos de 0,03% a 0,05% de WO3 na rocha total, muito embora
possam ocasionalmente alcançar até 0,9% de WO3. Teores de molibdênio podem
ser desconsiderados nesse segundo caso, aumentando para até 0,5% de MoO3 nos
granada-salita escarnitos e hornfels calciossilicáticos metassomáticos. Nestas
últimas rochas, em particular, os teores de molibdênio decorrem da própria scheelitapowellita e da presença relativamente comum de molibdenita.
O maciço possui uma reserva medida de 115 000t de minério com teor médio de
0,3% de WO3, cerca de 850.000 t de escarnitos com 450.000 t de wollastonita
contida.
18
6 DEPÓSITOS SKARNS NO MUNDO
Os agrupamentos de depósitos skarn podem ser baseados em características
descritivas, como a composição da rocha matriz, tipo de rocha e metal econômico
dominante, bem como as características genéticas, como mecanismo de circulação
de fluidos, a temperatura de formação e extensão da influência magmática. Os sete
tipos principais de depósitos skarn (Au, Cu, Fe, Mo, Sn, W e Zn-Pb) sofreram um
estudo mais detalhado.
6.1 Depósitos de Ferro
Os maiores depósitos do tipo skarn são os de ferro. Skarns de ferro são
caracterizados pelo seu teor de magnetita além de pequenas quantidades de Cu,
Co, Ni e Au que podem estar presente. O ferro é normalmente o único metal a ser
recuperado. Muitos depósitos são muito grandes (> 500 milhões de toneladas,
superior a 300 milhões de toneladas previstas Fe) e consistem predominantemente
de magnetita, com pequenas quantidades de silicato. Alguns depósitos contêm
quantidades significativas de cobre mas são depósitos típicos de transição para
cobre.
Depósitos skarns cálcicos de ferro em arcos de ilhas oceânicas estão associados
com plutons ricos em ferro provindos de intrusões em rochas calcárias e rochas
vulcânicas. Os minerais predominantes nesses depósitos são a granada e o
piroxênio, com uma menor quantidade de epidoto, ilvaita e actinolita. A alteração das
rochas ígneas é comum com albita, ortoclásio e escapolita.
Os skarns ferro-magnesianos estão associados com diversos plútons em uma
variedade de ambientes tectônicos, e sua característica comum é que todos eles
formam-se dentro de rochas dolomíticas. Em skarns magnesianos, os principais
minerais como, a forsterita, o diopsídio, o periclásio, o talco e a serpentina, não
contêm muito ferro, assim, o ferro disponível em solução tende a formar magnetita,
em vez de andradita ou hedenbergita .
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A superposição de skarns cálcicos sobre rochas magnesianas é relatada em muitos
depósitos russos. Além disso, muitos outros depósitos skarns contém pacotes de
magnetita maciça de onde pode ser extraído o ferro em considerável escala (por
exemplo, área de Fierro, Novo México, EUA). A maioria dessas ocorrências estão
em forma de estratos dolomíticos ou estão em zonas que sofreram metassomatismo
magnesiano antes.
O teor médio de ferro nos depósitos skarníticos é de 40%.
6.2 Depósitos de Ouro
Embora skarns de ouro tenham sido lavrados desde o final do século de 1800
(distrito de Hedley, British Columbia), não houveram muitas publicações a respeito.
Nos últimos anos, várias descobertas de skarns de ouro levaram a novos estudos
científicos e documentos diversos. Os teores mais elevados (5-15 g / t Au)
encontrados em skarns de ouro lavrados antigamente estão relativamente
reduzidos.
Outros skarns de ouro (por exemplo, McCoy, Nevada) são mais oxidados, têm
menor teor de ouro (1-5 g / t Au), e contêm quantidades não viáveis
economicamente de outros metais, como Cu, Pb e Zn. Vários tipos de skarn,
particularmente o de Cu, contêm ouro suficiente (0,01> 1 g / t Au) para que seja um
subproduto.
Alguns
poucos
depósitos
skarns,
apesar
de
ter
um
teor
economicamente viável, estão sendo lavrados somente para a obtenção de ouro
(por exemplo, mina de Veselyi, URSS).
Os mais altos teores de ouro em skarns estão associados com os depósitos de
redução (tendo a ilmenita, Fe +3 > Fe +2 <0,75) plutons de diorito-granodiorito e
complexos de dique/sill. Como os skarns são dominados por piroxênios ricos em
ferro, as zonas proximais podem conter granada em quantidade abundante.
20
Alguns skarns de ouro contêm a incomum presença de prehnita ou wollastonita
alterada. Arsenopirita e pirrotita são os sulfetos dominantes nos depósitos de Hedley
e Fortitude, respectivamente. A maior parte do ouro está fortemente associada com
vários minerais de bismuto e telúrio inclusive o bismuto nativo, hedleyita, wittichenita
e maldonita.
O depósito de Fortitude faz parte de um sistema skarnítico em que a parte proximal,
rica em granada, foi lavrado o cobre. Da mesma forma, o depósito skarnítico de ouro
de Crown Jewel, em Washington foi lavrado em pequena escala para o ferro e
cobre. Tais sistemas zoneados de skarn sugerem que outros depósitos poderiam ter
sido melhor aproveitados se tivesse o conhecimento mais apurado.
O teor de ouro encontrado nos depósitos de skarn varia entre 2 a 15 g/t, sendo que
a média mundial é de 4,5g/t.
6.3 Depósitos de Tungstênio
Os skarns de tungstênio são encontrados na maioria dos continentes, em
associação com plutons calco-alcalinos nos principais cinturões orogênicos. As
auréolas de metamorfismo de alta temperatura, comuns no ambiente skarnítico de
tungstênio, contêm abundantes calco-silicatos, skarns de reação e skarns formados
a partir de seqüências mista carbonatos.
Os skarns de tungstênio são divididos em dois grupos: os tipos reduzidos e os
oxidados, com base na composição da rocha hospedeira, mineralogia do skarn, e
profundidade relativa. A granada sub-calcítica está associada com a lixiviação de
scheelita disseminada e a redeposição com granulação grosseira. Também está
associada com a introdução de sulfetos, como pirrotita, molibdenita, calcopirita,
esfalerita e arsenopirita, além de minerais hídricos, tais como biotita, hornblenda e
epidoto.
Em skarns de tungstênio oxidado, a granada andradita é a mais abundante que o
piroxênio e as fases de ferro férrico são mais comuns que as fases dos ferrosos. Por
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exemplo, no depósito de Springer, em Nevada, a granada é abundante, o epidoto é
o mineral dominante hidratado, a pirita é mais comum que a pirrotita e a granada
subcalcítica. Em geral, o skarn oxidado de tungstênio tende a ser menor do que o
reduzido.
O típico teor de tungstato (WO3) é de 0,7%.
6.4 Cobre skarns
Os skarns de cobre são talvez os mais abundantes depósitos skarns do mundo. Eles
são particularmente comuns em zonas de subducção orogênicas relacionadas aos
ciclos, tanto em ambientes continentais quanto oceânicos. A maioria dos skarns de
cobre são os do tipo I, série da magnetita, calco-alcalino, plutons porfiríticos, muitos
dos quais são co-genéticos a rochas vulcânicas, veios stockwork, fratura frágil e
rupturas, e alteração hidrotermal. Estas são características indicativas de um
ambiente relativamente propício à formação. A maioria dos skarns de cobre formamse em estreita proximidade com os contatos de uma mineralogia relativamente
oxidadas dominada por granadas andraditas.
Hematita e magnetita são comuns na maioria dos depósitos e a presença de rochas
dolomíticas no contato coincide com veios de magnetita maciça que podem ser
lavrados para o ferro. Em skarns de cobre contendo monticellita (por exemplo,
Ertsberg, Irian Jaya, Indonésia e Maid of Erin, British Columbia) a bornita e a
calcocita são os minerais dominantes em Cu-Fe, em vez de sulfetos como a pirita e
a calcopirita.
Os maiores depósitos skarns de cobre estão associadas mineralizações de plutons
de cobre pórfiro. Estes depósitos podem ultrapassar 1 bilhão de toneladas de
minério de cobre pórfiro combinado e mais de 5 milhões de toneladas de cobre
recuperável de depósitos skarns.
A alteração interna de skarns de plutons mineralizados é rara. Em contrapartida, os
estoques associados skarns cobre contêm abundante epidoto-actinolita-clorita e
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alteração menos intensa de skarn retrógrada. Alguns depósitos de minérios de cobre
têm granulação grossa actinolita-calcopirita, pirita, magnetita (por exemplo, os
depósitos de Monterrosas e Ral-Condestable, Peru, Record Mine, Oregon, Caffrey,
Cerro de Mercado, México). Estes depósitos oferecem uma ligação entre alguns
skarns de cobre e ferro e depósitos com afinidades vulcanogênicas e
ortomagmática.
O teor de cobre varia de 1 a 2%.
6.5 Zinco skarns
A maioria dos skarns de zinco ocorre em ambiente continental associada a zonas
de subducção ou rifteamento. Eles são extraídos de minérios de zinco, chumbo,
zinco e prata, embora geralmente o zinco seja dominante. Eles também são de alto
teor (10-20% Zn + Pb, 30-300 Ag g/ t). Relacionados às rochas ígneas, abrangem
uma vasta gama de composições de diorito através de granito de altamente ricos em
sílica. Eles também são encontrados em
diversos ambientes geológicos, desde
batólitos profundos a rasos complexos peitoril e em dique nas superfícies de
extrusões vulcânicas. O elo comum a maioria dos minérios de zinco skarn distal são
suas ocorrências associadas as rochas ígneas.
Skarns de zinco podem ser subdivididos de acordo com vários critérios, incluindo
distância da origem magmática, a temperatura de formação, a proporção relativa dos
minerais skarn e sulfeto, e forma geométrica do corpo do minério. Nenhum desses
critérios são totalmente satisfatórios porque uma fonte magmática não pode ser
identificado por alguns depósitos, porque a maioria dos skarns se desenvolvem
desenvolver ao longo de um intervalo de temperaturas, e porque a maioria dos
grandes depósitos skarn pode conter minérios skarn ricos e minérios skarn pobres
em uma variedade de configurações geométrica , incluindo mantos e chaminés.
Além do seu teor em metais Zn-Pb-Ag, skarns zinco pode ser distinguido de outros
tipos skarn por sua mineralogia distinta, rica em manganês e ferro, por sua
ocorrência ao longo de contatos litológicos e estruturais, e pela ausência de
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importantes auréolas metamórficas centrada no skarn. Quase todos os minerais
skarn nestes depósitos minerais podem ser enriquecidos com manganês, incluindo
granada, piroxênio, olivina, clorita, anfibólio e serpentina.
Em alguns depósitos, a relação entre o piroxênio e granada e o teor de manganês
de aumentam sistematicamente ao longo do trajeto de fluxo de fluido (por exemplo,
Marmota, Novo México, Meinert, 1987).
A ocorrência de skarns de
zinco em porções distais dos principais sistemas
magmáticos / hidrotermal pode fazer com que pequenos depósitos sejam
potencialmente úteis como guias de exploração em regiões pouco conhecidas.
Assim, os relatórios de ocorrências minerais ricos em manganês podem fornecer
pistas para os distritos que ainda não tenham recebido a atividade de exploração
significativos.
6.6 Molibdênio skarns
A maioria dos skarns molibdênio estão associadas a granitos leucocráticos e variam
de classe alta, relativamente pequenos depósitos (Azegour, Marrocos, Permingeat,
1957) de baixo grau, os depósitos de tonelagem granel (Little Boulder Creek, Idaho,
Cavalcanti, 1978). Inúmeras ocorrências de pequeno porte são encontrados também
em crátons pré-cambriano estável associada à pegmatitos, aplito, e outras rochas
leucocráticos (Vokes, 1963). Skarns de molibdênio em sua maioria contêm uma
variedade de metais, incluindo W, Cu, Zn, Pb, Bi, Sn e U e alguns são
verdadeiramente polimetálicos em que vários metais precisam ser recuperadas em
conjunto para os depósitos
serem lavrados economicamente. Mo-W-Cu é a
associação mais comum dos skarns tungsténio e cobre skarns de cobre podem
conter zonas de molibdênio recuperáveis.
Os skarns molibdênio ocorrem em argilas carbonáticas de rochas calcárias ou
clásticas; Cannivan Gulch, Montana (Darling, 1990) é uma notável exceção em que
ele ocorre em dolomita.O piroxênio Hedenbergita é o mineral mais comum cálciosilicato de skarns molibdênio com menos granada , wollastonita, anfibólio, e fluorita.
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Este mineralogia skarn indica um ambiente redutor, com atividades de flúor
elevados. Estes depósitos não têm recebido trabalho importante fora da Rússia.
6.7 Skarns Estanho
Skarns Estanho são quase exclusivamente associado com granitos de alta sílica
gerados por fusão parcial da crosta continental.. Skarns de estanho podem ser
subdivididas de acordo com vários critérios, incluindo proximal versus distal, calcitica
versus magnesiana, skarns ricos versus pobres skarn, óxido rico versus sulfeto ricos.
Infelizmente, algumas dessas categorias são mutuamente exclusivas.
Na área de Bell Renison da Tasmânia, na Austrália há um único grande sistema /
hidrotermal magmático zonado a partir de um skarn proximal calcítico com cassiterita
menores envoltas de sulfeto de ganga.
Existe um característica comum que liga os vários tipos de depósitos de estanho
skarn e que é o conjunto de características de elementos traços (Sn, F, B, Be, Li, W,
Mo e Rb) no minério e na rochas ígneas associadas. Estes caracteres distingue
skarns de estanho de todos os outros tipos skarn. A alteração é caracterizado por
atividades de flúor e a presença de minerais como fluorita, topázio, turmalina,
muscovita, grunerita, ilmenita e quartzo.
Existem várias características mineralógicas da skarns estanho que devem ser
evidenciadas. Do ponto de vista mineralógico, o mais importante é que o estanho
pode ser incorporado em silicatos, como a granada, titanita , onde é
economicamente irrecuperável. Dobson (1982) relata granada contendo até 6% Sn
em skarn em Lost River, no Alasca. Assim, grandes depósitos, como Moina na
Tasmânia (Kwak e Askins, 1981), podem conter quantidades significativas de
estanho, que não podem ser recuperados com a tecnologia atual.
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6.8 Outros tipos skarn
Existem muitos outros tipos de skarn que, historicamente, têm sido explorados ou
explorados por uma variedade de metais e minerais industriais. Alguns dos mais
interessantes incluem skarns terras raras.. REE tendem a ser enriquecido em fases
minerais específicos, tais como granada, idocraso, epidoto e allanita.).
A ocorrência de elementos do grupo da platina é relatada em alguns skarns . Estes
depósitos não têm sido bem documentados na literatura, e são exemplos
metassomatismo das rochas ultramáficas. É difícil avaliar a abundância das PGEs
no skarn tipos diferentes PGEs, porque não foram rotineiramente analisados até
recentemente. Considerações geoquímicas sugerem que a PGE poderiam ser
transportados sob condições muito ácidas, as condições oxidada (Wood, 1989).
Outro tipo skarn que recebeu estudo recente está relacionada à metassomatismo
em ambientes metamórficos regionais (Mueller, 1988; Llotka e Nesbitt, 1989; Pan et
al, 1991). No cráton Yilgarn da Austrália Ocidental, as rochas vulcânicas do
Arqueano são cortadas por zonas de cisalhamento regionais que hospedam veios
quartzo-ouro com alteração de carbonato-sericita típica na maioria dos depósitos
(Groves et al., 1988). Em alguns dos depósitos mais profundos, veios mineralizados
a ouro de quartzo têm zonadas as alteração do piroxênio e granada cálcica (Mueller,
1988).
A alteração maciça skarn local é melhor desenvolvido em metabasaltos ricos em
ferro, formações ferríferas e komatiito.
No Grande Arqueano Escravo, província do norte do Canadá, a formação ferrífera
se encontra disseminada e a mineralização de ouro em veio controlado é associado
com arsenopirita e pirita na Mina Lupin.
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7 COMPARATIVO DOS DEPÓSITOS DE WO3 DO BRASIL EM RELAÇÃO AO
MUNDO
Os depósitos de Scheelita do Brasil apesar de possuírem reserva medida com
volume não muito elevados, possuem teores médios próximos ao da média do
mundo. Os teores médios das reservas de Brejuí e Itaoca estão entre 0,1% e 0,5%.
Quando analisa-se a tabela de teores dos depósitos em geral os valores estão
próximos de 0,7%, para depósitos primários e secundários.
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8 CONCLUSÃO
Os skarns consistem basicamente de minerais metálicos de metais base ou
preciosos em rochas cálcio-silicatadas.
Os skarns de ouro são geralmente exoskarns cálcicos que contém teores médios de
minério de 1ppm de ouro e são geralmente associadas à intensa alteração
retrógrada.
Esse tipo de skarn contém significativa quantidade de inúmeros outros minerais de
minério, incluindo cobre, zinco, chumbo e ferro, que podem ser aproveitados
conjuntamente. Os depósitos do tipo skarn podem ser estéreis ou conter metais de
valor econômico, se tornando fontes importantes de metais base ou preciosos.
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REFERÊNCIAS
http://sbgeo.org.br/pub_sbg/rbg/vol28_down/2803/2803269.pdf
Biondi,J.C Processos metalogenéticos e os depósitos minerais brasileiros,
São Paulo-SP
Principais depósitos minerais do Brasil, Vol 2, Ano 1986