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Setor de Geologia Econômica & Prospecção Mineral - DGAp/FGEL/UERJ

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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

1 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, leucita-lamproíto 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 = álcali-feldspato 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 félsicas, decrescendo para > 2,2% nos tipos mais máficos

sódio relativamente baixo, Na2O < 3,2% nas rochas com ~5% K2O, decrescendo para < 2,2% nos tipos com ~2% K2O

mol. Al2O3/(Na2O+K2O+CaO) < 1,1 mol. Al2O3/(Na2O+K2O+CaO) > 1,1 C.I.P.W. diopsídio normativo ou <1% coríndom normativo

C.I.P.W. >1% coríndom 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

presença de magnetita >0,1% Ausência de magnetita 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 δ34S positivo δ34S negativo minerais acessórios: ilmenita, hematita, pirita, calcopirita

minerais acessórios: ilmenita, pirrotita, grafita, monazita, 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 100oC-

150oC 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 175oC-

300oC 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

família

Grau de

Mineralização

Elementos

menores típicos

Ambiente metamórfico Relação com o granito Feições estruturais

abissal

-

fraca a moderada

U, Th, Zr, Nb, Ti, Y,

ETR, Mo

(anfibolito alto) baixa a

alta P, fácies granulito

~4-9kb e ~700-800oC

Nenhuma

(segregações de leucossomas

anatéticos)

concordante a veios mobilizados

discordantes

moscovita

-

fraca a moderada,

micas e materiais

cerâmicos

Li, Be, Y, ETR, Ti, U,

Th, Nb>Ta

alta P, Barroviana

fácies anfibolito (cianita-

sillimanita)

~5-8 kb e ~650-580oC

Nenhuma

(corpos anatéticos) a marginal

e externa

quase concordante a discordante

LCT

fraca a abundante,

gemas e minerais

industriais

Li, Rb, Cs, Be, Ga,

Nb<, >Ta, Sn, Hf, B, P,

F

baixa P, Abukuma

anfibolito a xisto verde

superior (andalusita-

sillimanita)

~2-4Kb e ~650-500oC

(interior a marginal)

exterior

quase concordante a discordante

Elemento

Raro

NYF

fraca a abundante,

minerais cerâmicos

Y, ETR, Ti, U, Th, Zr,

Nb>Ta, F

variável

interior a marginal

pods interiores, corpos concordantes a

discordantes exteriores

miarolítico NYF fraca, gemas Be, Y, ETR, Ti, U, Th,

Zr, Nb>Ta, F

raso a subvulcânico

~1-2kb

interior a marginal pods interiores a diques

Classificação dos pegmatitos de Černý (1991).

Setor de Geologia Econômica & Prospecção Mineral – DGAp/FGEL/UERJ

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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 pós-orogênicos caracterizados pelos altos conteúdos de Al 2O3, 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 cinza-esverdeada 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 semi-áridas. 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 encontram-se 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 DEPÓSITOS DO TIPO MISSISSIPI VALLEY JAZIDA MORRO AGUDO (*)

AMBIENTE

DEPOSICIONAL

Sedimentar marinho de águas rasas, com marcadas mudanças faciológicas. Situado, geralmente nas bordas de bacias

Sedimentar de águas rasas nas bordas de bacias

AMBIENTE TECTÔNICO

Podem ser de dois tipos:

● Bacias de plataforma continental estável

● Bacias distensivas do tipo rift

Bacias intracratônicas

ESTRUTURAS TECTÔNICAS

Apresentam uma diversidade de estruturas tectônicas que deformaram os sedimentos em várias intensidades, predominando falhas e dobramentos suaves

● Falhas verticais e de empurrão

● Dobramentos subordinados

ROCHAS

HOSPEDEIRAS

Carbonatos, preferencialmente dolomíticos, subordinadamente arenitos e folhelhos

Restrito a dolarenito

TEXTURA DAS ROCHAS

As mais comuns são dolarenitos, textura brechóide e fácies recifais

Dolarenitos de granulometria grossa e bem arredondados

IDADE DA

ENCAIXANTE

Ocorrem desde o Proterozóico Superior até hoje predominando idades Paleozóicas

Proterozóico Superior

AM

BIE

NT

E G

EO

LÓ

GIC

O

DEPÓSITOS

ASSOCIADOS

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 (*)

CONTROLE DA

MINERALIZAÇÃO

SED. Estruturas recifais, mudanças faciológicas, pinchouts, brechas sedimentares e drapes

TEC. Falhas e fraturas, charneiras de dobras e brechas tectônicas

ESTRAT. Topografia cárstica e brechas de colapso

● Associados a recifes, exclusivamente no backreef

● Subordinadamente em falhas e fraturas (remobilização)

MINERALOGIA DO

DEPÓSITO

MIN. Esf, Gal, Py, Marc, Ba, Flu, Qz, Do 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, Cc, Ba e Fu podem aparecer

TEX. Caracterizada por preenchimento de espaços vazios preexistentes e dissolução. Principais texturas: brechóide, disseminada, maciça, coloforme e filoniana. Granulometria variando de grossa a fina

● Esf. e gal. (principais) e Py, Marc, Do, Qz e Cc

● Monominerálica Do; Esf; gal; Py; Ba e F

● Disseminada, cimentando os poros (granulometria 0,02)

QUÍMICA DO

MINÉRIO

Relativamente simples. Galena pobre em Ag; Esfalerita com menos de 3% de Fe + Mn e rica em Cd (até 1%)

Razão Pb/Zn muito variada, porém com predomínio de zn na maioria dos casos

Zn/Pb = 2.2 Rico em Cd (0,8% em peso) Fe da Esfalerita 0,2 a 1,03%

ALTERAÇÃO

Dolomitização total ou parcial é a alteração mais marcante. Silicificação e dissolução também podem ocorrer

Dolomitização contemporânea a mineralização, silicificação e cimentação

IDADE

DA MINERALIZAÇÃO

Idades absolutas são na maioria incertas, entretanto estas são consideradas mais novas que as rochas encaixantes

Proterozóico Superior (singenético)

CA

RA

CT

ER

ÍST

ICA

S D

OS

DE

PÓ

SIT

OS

INCLUSÕES FUÍDAS

Salinidade – 20 a 25% em peso, com Na, Ca e K como cátion e Cl como anion

● 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 d = 19- 14 magnetita d = 5,2 ouro d=19,3-15 zircão d = 4,7 wolframita d=7,7- 7,2 rutilo d=4,3- 4,2 cassiterita d=7,1- 6,8 granada d=4,3- 3,6 columbita/tantalita. d=5,1- 8,2 rubi / safira d = 4 monazita d=5,3- 4,9 diamante d = 3,5 ilmenita d = 5 - 4

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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