Depositos IOCG ERE

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Depósitos Tipo IOCG
Depósitos Tipo IOA
Iron Oxide-Copper-Gold Deposits
Iron Oxide-Apatite (±REE)
Depósitos tipo óxido de ferro-apatita (IOA) e depósitos tipo óxido de ferro-cobre-ouro (IOCG) são de 
interesse econômico devido aos seus volumes lavráveis de magnetita e/ou hematita e/ou volumes de 
Cu-Au-REE-P-U (Ag-Co) (Barton, 2014). 
Os depósitos tipo IOCG são os mais estudados e são considerados como formados por processos 
magmático-hidrotermais. 
Simon et al 2018
Depósitos de óxido de ferro cobre-ouro (IOCG) e óxido de ferro-apatita tipo Kiruna (IOA) são 
comumente associados espacial e temporalmente entre si e com magmatismo coevo.
O modelo genético sugere depósitos IOCG e IOA como um continuum produzido por uma combinação 
de processos ígneos e magmático-hidrotermais. 
Simon et al 2018
Os depósitos tipo IOCG apresentam como características principais:
A mineralização é representada por sulfetos de cobre e ouro que ocorrem associados a grandes 
concentrações de óxidos de ferro (em especial magnetita e hematita), e não a sulfetos de ferro.
Os depósitos tipo IOCG são controlados principalmente por estruturas secundárias relacionadas a grandes 
sistemas de falhas de escala crustal, associados a ampla alteração hidrotermal.
Os depósitos tipo IOCG apresentam feições de intensa substituição das rochas hospedeiras nas quais estão 
hospedados.
Os depósitos tipo IOCG abrangem um amplo espectro de corpos de minério de ferro na forma de 
magnetita e/ou hematita, deficiente em sulfetos de ferro.
São depósitos de origem hidrotermal com o minério ocorrendo na forma de zonas brechadas, veios, 
disseminações e lentes maciças, muitas vezes controlados por zonas de falhas em escala crustal. 
Os depósitos tipo IOCG podem representar depósitos polimetálicos (Cu, Au, Ag, U , REE, Bi, Co, Nb, P).
Os depósitos tipo IOCG estão geneticamente associados em grande escala, quer distal quer mais 
proximal, a magmatismo do tipo A ou I.
Os depósitos de óxido de ferro, cobre e ouro (IOCG) são concentrações importantes e valiosas de 
minérios de cobre, ouro (urânio) hospedados em conjuntos de ganga dominantes de óxido de ferro 
que compartilham uma origem genética comum.
Os depósitos de óxido de ferro cobre e ouro podem ter outros elementos valiosos associados, como 
urânio, bismuto e REE, embora sempre subordinados a cobre e ouro em termos econômicos.
Os depósitos são caracterizados por presença superior a 20% de óxidos de ferro. 
Os tipos de hospedeiras e as idades não são diagnósticas para o tipo de depósito.
As zonas de alteração hidrotermal são características com alteração regional cálcico-sódica 
dominante e associada a alteração do tipo potássica e por óxidos de ferro.
Os depósitos de magnetita-apatita ("tipo Kiruna") e os depósitos de óxido de ferro-Cu-Au formam 
membros finais de um continuum. 
Em geral, os depósitos de magnetita-apatita se formam antes dos depósitos de cobre em um 
determinado distrito. 
Enquanto os depósitos de magnetita-apatita exibem estilos muito semelhantes de alteração e de 
mineralização entre distritos e ao longo do tempo geológico, já os depósitos de óxido de ferro-Cu-Au 
são muito mais variados. 
Corriveau 2007
Corriveau 2005
Corriveau 2005
Os depósitos tipo IOCG podem ocorrer sob diferentes arranjos geológicos. 
Alguns dos maiores depósitos minerais conhecidos são IOCGs. 
Exemplos incluem Olympic Dam (IOCG - Austrália), com mais de 2600 Mt de minério com teores em 
torno de 1.2% cobre, 0.5g/t de ouro, 2.7g/t de prata e 0.4kg/t de óxido de urânio. 
Outro exemplo mundial importante é o depósito Kiruna (IOA - Suécia), com mais de 2000 Mt de 
magnetita.
Ambientes geológicos
Parece haver três ambientes tectônicos de "membros finais" que respondem pela vasta maioria desses 
depósitos: 
(A)colapso orogênico intracontinental; 
(B) magmatismo anorogênico intracontinental; e 
(C) extensão ao longo de uma margem continental relacionada à subducção. 
Todos esses ambientes têm atividade ígnea significativa, possivelmente mantélica, com alto fluxo de calor 
e rochas geradoras (basaltos, sedimentos e/ou magmas félsicos) relativamente oxidadas.
Groves et al 2010
A B
C
Os depósitos de óxido de ferro-cobre-ouro (IOCG) são uma classe de depósitos minerais 
hidrotermais que podem ser economicamente muito significativos. 
Depósitos tipo IOCG se tornaram um alvo importante na exploração mineral. 
O número de depósitos classificados como IOCG aumentou na última década devido ao melhor 
entendimento dos mecanismos de formação desse tipo de depósito. 
Esses depósitos de óxido de ferro variam desde 10 Mt até > 4.000 Mt de minério contido:
com teores de cobre entre 0,2% e 5%
com teores de ouro entre 0,1 a 1,41 g/t. 
Os corpos de minério têm uma tendência geral a apresentarem formas de cones de brechas, formas 
tabulares em zonas de contato entre intrusivas e encaixantes e ao longo de estruturas, zonas brechadas 
na forma de corpos alongados como fitas, depósitos maciços em zonas de falhas. 
Há ligação genética entre IOCG e IOA ?
Alguns modelos petrogenéticos levam em conta características geoquímicas observadas na formação de Mag 
em crosta profunda em ausência de alteração Na-K e podem apoiar uma possivel ligação genética entre 
depósitos IOA e IOCG.
A concentração em Fe em um fluido aquoso rico em Cl diminui durante a descompressão (Simon et al., 2004) 
enquanto as concentrações de Na e K aumentam fortemente, permitindo que magnetita precipite sem 
precipitação simultânea de Na e K.
No entanto, metais como Fe, Cu e Au apresentam uma solubilidade retrógrada em sistemas magmático-
hidrotermais, com o fluido que precipita magnetita continuando a solubilizar e transportar quantidades 
significativas de Fe dissolvido (mais Cu, Au) após a deposição de IOA. 
A contínua ascensão e resfriamento dos fluidos promovem o precipitação de sulfetos de Cu em T <420 °C em 
níveis mais rasos da crosta, consistente com o que é observado para os depósitos IOCG.
Isso é consistente com o modelo proposto em que depósitos IOA representam as raízes ou zonas mais 
profundas dos sistemas IOCG (Sillitoe, 2003) e podem ser um estágio precoce da formação de depósitos 
IOCG.
Reich et al 2015
Hipóteses
Devido a ausência de uma clara correlação ígnea entre ambos os tipos, e a gênese de depósitos do tipo 
Kiruna permanecer ainda controversa para alguns, a origem dos depósitos tipo IOA para vários autores 
pode têm uma origem: 
(1) hidrotermal que pode ser a partir de fluidos metassomáticos agindo sobre rochas básicas (Barton e 
Johnson, 2004; Sillitoe e Burrows, 2002), ou 
(2) a partir de fluidos magmático-hidrotermais que obtêm Fe diretamente de magmas (Pollard, 2006), ou
(3) A partir de imiscibilidade existente entre um fundido rico em Fe e P com um fundido rico em Si, 
gerando coalescência, separação e cristalização de óxidos de Fe e de minerais de P formando depósitos 
tipo IOA (Naslund et al., 2002). 
A hipótese (2) permite entender a existência de uma conexão genética entre os depósitos IOA e IOCG, 
o que já foi observado para depósitos dos dois tipos que ocorrem dentro do mesmo distrito (Sillitoe, 
2003). 
A terceira hipótese separa completamente os depósitos IOA dos depósitos IOCG sensu stricto. 
A combinação de dados de isótopos de Fe e de O com análises químicas de magnetita em depósitos 
IOA e IOCG de classe mundial (Kiruna-Suécia e Los Colorados-Chile) suporta a coexistência e a conexão 
genética entre os depósitos IOA e depósitos IOCG como sendo formados sob condições magmáticas e 
magmático-hidrotermal.
Simon et al 2018
Alguns dados
Os teores de [Al+Mn] e [Ti+V] são maiores em núcleos de magnetita e diminuem do núcleo para a borda, 
consistente com crescimento de núcleos de magnetita a partir de um fundido de silicatos evoluindo para 
um fluido magmático-hidrotermal durante o resfriamento.
Os valores de δ18O na magnetita estão na faixa de 0 a 5‰, e os valores de δ56Fe na magnetita estão na 
faixa de 0 a 0,8‰ em isótopos deFe. Ambos os valores indicam fonte magmática para O e Fe. 
Os valores de δ18O e δD em actinolita, em paragênese com magnetita são respectivamente 6,46±0,56 e 
−59,3±1,7‰, indicativos de fonte mantélica. 
As razões Co/Ni na pirita excedem a unidade e são compatíveis com fluidos evoluídos de um magma 
intermediário a máfico. 
A razão inicial de 187Os/188Os (Osi) para magnetita de Los Colorados é de 1,2 compatível com os valores 
de Osi em depósitos de cobre pórfiro chilenos e consistente com uma origem magmática juvenil.
Simon et al 2018
Os dados são consistentes com um modelo geológico em que:
(1) Micrólitos de magnetita cristalizam como uma fase inicial em fundido de silicatos máfico a intermediário.
(2) Micrólitos de magnetita atuam como suporte para nucleação de borbulhas de fluidos gerando saturação de 
voláteis do fundido silicatado. 
(3) A fase fluida se aglutina e envolve micrólitos de magnetita gerando a suspensão de um fluido rico em 
magnetita. 
(4) A suspensão remove Fe, Cu, Au, S, Cl, P e REE do fundido. 
(5) O material em suspensão sobe ao longo magma hospedeiro durante extensão regional. 
(6) A ascensão do material em suspensão gera o crescimento de micrólitos de magnetita originalmente ígnea 
incorporando mais Fe de um fluido magmático-hidrotermal gerado durante o resfriamento. 
(7) Ao longo de estruturas mais profunadas, cristais de magnetita são depositados para formar depósitos tipo 
IOA como Kiruna por descompressão do fluido em suspensão rico em magnetita. 
(8) O fluido adicional magmático-hidrotermal gerado durante o resfriamento segue ascendente e transporta Fe, 
Cu, Au, S para níveis mais rasos das estruturas ou para zonas distais laterais do sistema onde hematita, 
magnetita e sulfetos precipitam formamando os depósitos IOCG. 
O modelo explica a relação temporal e espacial observada entre o magmatismo e os depósitos IOA 
e IOCG e fornece uma estrutura conceitual para definir estratégias de exploração.
Simon et al 2018
Knipping et al 2019
Modelo proposto para a formação precoce (magmática) e tardia (magmática-hidrotermal) de Mag
Processo de formação/segregação de Mag magmática e magmática-hidrotermal:
(A) Nucleação da borbulhas de fluidos magmáticos e de magnetita ígnea primária.
(B) Ascensão de pares borbulhas-magnetita por flutuabilidade positiva.
(C) Subida adicional e coalescência de magnetita primária também por imiscibilização de Fe em fluidos de alta 
salinidade.
(D) geração de fraturamento hidráulico em crosta menos profunda permitindo aumento na segregação de magnetita 
magmática-hidrotermal.
Reich et al 2015
Knipping et al 2019
Dados experimentais
Knipping et al 2019
Knipping et al 2019
Warren et al 2016
Zonalidade entre IOA e IOCG
Barra et al 2017
Corriveau et al 2016
Zonalidades de alteração 
hidrotermal em IOCG e IOA
Barton 2009
Zonalidades de alteração hidrotermal em IOCG
Barton 2009
Fluidos envolvidos na zonalidade de tipos de alteração
Os depósitos de óxido de ferro, cobre e ouro (IOCG) são resultantes de alteração hidrotermal em grande escala 
de um segmento da crosta gerada por uma intrusão.
Esse tipo de depósito foi proposto pelo melhor entendimento do depósito supergigante de cobre-ouro-urânio 
de Olympic Dam (Austrália) e alguns depósitos sul-americanos.
Os depósitos IOCG foram originalmente classificados como uma variante de depósitos do tipo cobre pórfiro.
No entanto são diferentes dos pórfiros por suas grandes concentrações de óxido de ferro, sua associação 
preferencial com intrusivas de composição intermediário félsica (granitóides ricos em Na-Ca), ausência de 
zonalidades hidrotermais complexas com minerais de alteração como descritas em depósitos de pórfiro.
O minério relativamente simples com óxidos de ferro, cobre e ouro (+/- urânio) também é diferente dos 
depósitos de pórfiro Cu-Au-Ag-Mo-W-Bi. 
Muitos dos depósitos tipo IOCG não apresentam zonalidades de metais. Os depósitos de IOCG mostram uma 
tendência de que o minério seja condicionado por zonas de falhas em posição mais distal em relação a 
intrusão. As mineralizações em pórfiros têm uma tendência a serem mais proximais em relação aos corpos 
intrusivos.
Características gerais dos depósitos tipo IOCG
Os depósitos de óxido de ferro - cobre - ouro exibem uma associação com extensa alteração sódica com albita, 
magnetita, clorita ou actinolita, em geral com escapolita, hematita, epidoto, calcita e titanita associados. 
A albita em geral com escapolita, é predominante na alteração. 
Em distritos mineiros de óxido de ferro - cobre - ouro a alteração sódica é mais característica e está mais 
intensamente desenvolvida em grandes zonas de falhas e em contatos litológicos. 
A alteração com albita tardia pode ser generalizada e tem sua natureza relativamente oxidada na associação 
com depósitos de óxido de ferro - cobre - ouro.
Raju & Kumar 2020
Raju & Kumar 2020
Groves et al 2010
Alguns exemplos
Warren 2016
Australia
Olympic Dam: 8,330 Mt @ 0.8% Cu, 280 ppm U3O8, 0.76g/t Au e 3.95 g/t Ag + 
151 Mt e 1.0 g/t Au
Carapateena Mine: 203Mt @ 1.31% Cu, 0.56g/t Au
Hillside: 170Mt @ 0.7% Cu e 0.2 g/t Au
Prominent Hill Mine: 152.8 Mt @ 1.18% Cu, 0.48 g/t Au, 2.92 g/t Ag + 38.3 Mt 
com 1.17 g/t Au
Wilcherry Hill: +60Mt @ 31% Fe, com Cu e Au associado 
Mt. Elliott : 475 Mt @ 0.5% Cu, 0.3 g/t Au
Ernest Henry : 122 Mt @ 1.18% Cu, 0.55 g/t Au
Chile
La Candelaria, Chile Cu-Au-Ag Deposit: 600 Mt @ 0.95% Cu, 0.2 g/t Au, 3 
g/t Ag. 
Mantos Blancos Deposit: Reserva >500 Mt @ 1.0% Cu.
Mantoverde Cu-Au Deposit: Cu oxidado 180 Mt @ 0.5% Cu capeando reserva 
de sulfeto >400 Mt @ 0.52% Cu.
Peru
Marcona Mine: 1400 Mt Fe
Pampa de Pongo: 1000 Mt 75% magnetita
O depósito de Olympic Dam está localizado dentro de zona de brecha hidrotermal rica em hematita, com 
forma de funil entre 7 e 5 km em planta (Reeve et al 1990). 
O complexo de brecha hidrotermal compreende um núcleo de hematita-brecha de quartzo e uma brecha 
de hematita-granito periférica com um halo de granito com fraca alteração e brechação. 
As brechas foram geradas próximas da superfície como brechas hidráulicas de origem hidrotermal.
As são polifásicas progressivas com alteração sobre o granito Roxby Downs do tipo A (Haynes et al 1995; 
Reynolds 2000). 
A alteração potássica com hematita, sericita, clorita, carbonato ± sulfetos Fe-Cu ± uraninita, minerais 
REE, com uma alteração magnetita-biotita sobreposta (Reynolds, 2000; Skirrow et al 2002).
Olympic Dam
Krneta et al 2017
Mazurov & Bondarenko 1997
Garcia 2018
Distrito Carajás
Craveiro et al 2019
Estilos de mineralização de Cu-Au e associações de minerais de minério
O exemplo do Cristalino
A mineralização Cu-Au no depósito Cristalino é dominada por rochas vulcânicas do Grupo Grão 
Pará e com base em seus modos de ocorrência podem ser agrupados nos seguintes tipos:
disseminado;
brechas (magnetita-calcopirita e calcopirita-hematita-rica);
veios contendo sulfeto.
Tipo disseminado
A mineralização disseminada ocorre ao longo de zonas de cisalhamento, próximos aos contatos entre as Formações 
Parauapebas e Carajás, comumente envolvida por zonas de alteração cálcico-férrica e potássica.
Dois tipos de minério disseminado podem ser distinguidos:
Com calcopirita, pirita e magnetita (até 50%) com pequenas quantidades de milerita e galena, e raras inclusões de 
ouro em sulfetos. Localmente, este tipo de minério é encontrado em rochas vulcânicas félsicas afetadas por 
alteração potássica com biotita.
Com calcopirita (80%) com menor pirita e quase livre de magnetita, presente nas rochas vulcânicas félsicas 
afetadas por alteração potássica e alteração propilítica. Quando presente, a magnetita é parcialmente substituída 
por hematita (martita).
Brechas
As brechas mineralizadas estão localizadas nas porções centrais das zonas disseminadas ou ao longo dos 
contatos litológicos e estruturas. Dois tipos de brecha podem ser distinguidos:
Corpos de calcopirita-pirita-magnetita
Corpos de calcopirita± pirita ± corpos de hematita.
Veios contendo sulfeto
A maioria dos veios contendo sulfeto são discordantes dos contatos litológicos e da foliação milonítica em zonas 
de cisalhamento de alta deformação no depósito Cristalino. Podem ser divididas em três tipos principais de 
acordo com sua composição mineral predominante:
Veios ricos em K-feldspato
Veios ricos em calcita
Veios ricos em calcopirita
Os veios ricos em calcita são os mais abundantes. 
Veios ricos em K-feldspato preenchem fraturas e falhas e podem representar o estágio tardio da alteração 
potássica. Além do K-feldspato K e da calcopirita contêm hematita fina, quartzo, alanita, epidoto, titanita, albita e 
calcita.
Veios ricos em calcita são estágios finais de propilitização/carbonatização e preenchem estruturas dilatantes. 
Outros minerais incluem calcopirita e pirita, com hematita e mosketovita e alanita. 
Veios ricos em calcopirita têm distribuição espacial não uniforme e são compostos de calcopirita. 
Alteração hidrotermal
Rochas vulcânicas máficas e félsicas, correlacionadas à Formação Parauapebas, são as principais 
hospedeiras da mineralização cobre-ouro no depósito Cristalino. 
Essas rochas foram submetidas a intensa alteração hidrotermal que inclui alteração sódica precoce 
caracterizada pela formação de albita e ocorrência de escapolita que foi afetada por alteração 
superposta cálcico-férrica com actinolita, alanita e magnetita. 
A alteração potássica que segue é estruturalmente controlada e observada especialmente em zonas 
de cisalhamento dúcteis-rúpteis. É composta por K-feldspato, biotita, magnetita e hematita. 
A alteração propilítica é caracterizada por clorita, epidoto e calcita, ocorre sob condições frágeis, 
sobrepondo-se às assembléias anteriores. 
Sossego
O depósito Sossego Cu-Au é formado por um granito granofírico, gabro e rochas metavulcânicas félsicas 
(Monteiro et al., 2008a, b; Xavier et al., 2012). 
É constituído pelos corpos de minério Sequeirinho-Pista-Baiano e Sossego-Curral, caracterizados por 
alteração magmático-hidrotermal de alta temperatura (Na)-Ca-Fe (magnetita+actinolita+albita±apatita) 
e hidrotermal de alta temperatura K-Fe (biotita+K-feldspato+magnetita (Monteiro et al. 2008). 
A formação dos corpos Sequeirinho-Pista-Baiano está relacionada ao magmatismo de ~2,7 Ga, enquanto 
em Sossego-Curral a mineralização paleoproterozóica está associada a granitos do tipo A de ~1,88 Ga 
(Moreto et al. 2015). 
(Fig. 1A) magnetita, calcopirita, apatita, actinolita, quartzo e calcita.
(Fig. 1B) magnetita, calcopirita, ilmenita, apatita, clorita, calcita e talco. 
(Fig. 1B) ilmenita euédrica associada a magnetita ou como lamelas de exsolução dentro da magnetita 
(Fig. 1C) magnetita, apatita, actinolita, quartzo e calcopirita.
Huang & Beaudoin 2019
Igarapé Bahia
O depósito Igarapé Bahia Cu-Au é hospedado por rochas metavulcano-sedimentares arqueanas de 
grau baixo (Tazava e de Oliveira, 2000). 
A alteração hidrotermal no Igarapé Bahia inclui metassomatismo representado por grunerita, fayalita, 
magnetita e/ou hematita e alteração carbonática com siderita dominante (Tazava e De Oliveira, 2000; 
Tallarico et al., 2005; Dreher et al., 2008). 
Sulfetos de cobre, REE e minerais de U com formação tardia na alteração hidrotermal. 
O depósito é derivado de fluidos magmático-hidrotermais associados a granitos arqueanos do tipo A 
(Tallarico et al., 2005). 
A mistura entre fluidos magmáticos de alta temperatura e alta salinidade com fluidos meteóricos é o 
principal mecanismo para a mineralização de Cu-Au (Tallarico et al., 2005). 
(Fig. 1D) assembléia mineral com magnetita, calcopirita, siderita e clorita.
Huang & Beaudoin 2019
Alemão
O depósito Alemao Cu-Au está hospedado em rochas metavulcano-sedimentares arqueanas similares ao 
Igarapé Bahia. 
O corpo de minério está posicionado concordante na interface entre as rochas vulcânicas e sedimentares 
sobrejacentes (Ronzê et al., 2000). 
A alteração hidrotermal e a mineralização são semelhantes às do Igarapé Bahia, com cloritização, 
biotitização e sulfetação. Carbonatação e silicificação são tardias pós formação do minério
O depósito é interpretado como formado por sistema magmático-hidrotermal similar aos que formaram os 
demais depósitos de IOCG na província mineral de Carajás (Ronzê et al., 2000). 
(Fig. 1E, F) assembléia mineral com magnetita, apatita, quartzo, calcita±clorita, com magnetita em textura 
zonada núcleo-borda com núcleos ricos em inclusões e bordas pobres em inclusões. Inclusões comuns de 
calcopirita na magnetita.
Huang & Beaudoin 2019
Soares et al 2000
Corpo Alemão - Carajás
Soares et al 2000
Corpo Alemão - Carajás
Salobo
O depósito Salobo Cu-Au-Ag está hospedado em rochas metavulcano-sedimentares arqueanas com 
anfibolito, metagraywackes, BIF e quartzitos (Requia e Fontboté, 2000). 
A mineralização de Cu-Au é associada à alteração K-Fe de alta temperatura (550°C -650°C) reequilibrada 
por alteração clorítica a temperaturas mais baixas (<370°C) (Lindenmayer e Teixeira, 1999; Requia et al, 
2003; Xavier et al, 2012). 
Os principais minerais de Cu-Au são formados por fluidos oxidados de alta temperatura, alta salinidade, 
pobres em enxofre, com pH quase neutro (Requia, 2002) e relacionados ao magmatismo granítico 
arqueano (~2,57 Ga) (Requia et al, 2003).
A mineralização principal de Cu-Au tem idade ~2,45 Ga associada a atividade hidrotermal (Melo et al, 
2017). 
TH em inclusões fluidas de alta salinidade em quartzo variam entre 173°C e 485°C e geotermometria em 
clorita pós formação do minério indica temperatura de 350°C (Réquia e Xavier, 1995). 
(Fig. 1G) magnetita, calcopirita, grunerita e quartzo 
(Fig. 1H) magnetita, calcopirita, clorita e quartzo
Huang & Beaudoin 2019
Candelaria
O depósito Candelaria Cu-Au-Ag no Chile (Marschik e Fontboté, 2001) está hospedado por rochas 
vulcânicas do Cretáceo Inferior. 
A alteração em Candelaria é de alta temperatura do tipo K-Fe (biotita, K-feldspato, magnetita), cálcica 
local (anfibólio) e epidoto (Marschik e Fontboté, 2001; Marschik et al, 2003). 
A magnetita domina na alteração potássica e hematita na alteração sódica, interpretadas como produtos 
de um sistema hidrotermal que evolui de condições profundas de alta temperatura para mais rasas de 
baixa temperatura (Marschik e Fontboté, 2001). 
A magnetita é formada entre 500°C e 600°C, seguida pela precipitação de pirita e calcopirita em 
temperaturas entre 470°C e 328°C (Marschik e Fontboté, 2001). 
(Fig. 1I) magnetita, feldspato K, actinolita, albita, biotita. 
(Fig. 1J) magnetita, calcopirita, clorita, biotita, monazita 
(Fig. 1K) magnetita, calcopirita, feldspato K, actinolita, clorita e apatita
El Romeral
O depósito El Romeral (Rojas et al., 2018) de ~110 Ma é um dos vários depósitos IOA (assim como 
Cerro Negro Norte, Los Algarrobos, Los Colorados) que formam o cinturão de ferro chileno. 
O depósito é hospedado por metassedimentos do final do Paleozóico cortados por pórfiros (dioritos e 
andesitos do Cretáceo Inferior) (Bookstrom, 1977). 
A actinolita é a principal mineral de alteração hidrotermal associada ao minério de ferro, formada a 
temperaturas entre 475°C e 550°C (Bookstrom, 1977). 
Cloritização e formação de aplitos são pós minério e relacionadas a injeção de diques graníticos e 
dioríticos.
Argilização e martitização generalizadas estão associadas a falhas pós-minério (Bookstrom, 1977). 
O depósito é associado a fluidos magmático-hidrotermais derivados do diorito Romeral (Bookstrom 
1977; Rojas et al 2018) e a fluidos bacinais (Mathur et al 2002). 
(Fig. 1L) magnetita, actinolita, clorita, biotita
Huang & Beaudoin 2019