Apostila Geologia Economica I

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- Setor de Geologia Econômica & Prospecção Mineral - DGAp/FGEL/UERJ - 
 
Sumário 
- Apresentação. 
- Processos geotectônicos e jazidas minerais a eles relacionadas. 
- Depósitos associados às rochas plutônicas máficas e ultramáficas. 
 . Depósitos de cromita estratiforme ou do tipo Bushveld. 
 . Depósitos de cromita podiforme. 
 . Depósitos de Pt do tipo Bushveld e Stillwater. 
 . Depósitos de PGE do tipo breccia-type: Pd de Lac des Iles. 
 . Depósitos de Pt do tipo Alaskan. 
 . Depósitos de Ni-Cu (PGE). 
 . Depósitos do tipo Duluth. 
 . Depósitos do tipo Sudbury. 
 . Fe-Ti (V, P) em complexos gabro-anortosíticos. 
 Complexos máficos portadores de apatita. 
- Depósitos Vulcanogênicos. 
 . Depósitos do tipo VMS. 
 Depósitos vulcanogênicos proximais e distais. 
 . Depósitos vulcanogênicos em sequências komatiíticas (Ni, Cu, Co, EGP). 
- Depósitos associados a carbonatitos. 
- Depósitos associados aos kimberlitos e lamproítos. 
- Depósitos associados às rochas graníticas. 
 . Metalogenia granítica e mineralizações associadas. 
 . Magmas graníticos enriquecidos em metais raros. 
- Mineralizações associadas aos granitos. 
 . Depósitos proximais ou apicais. 
 Depósitos do tipo pórfiro. 
 Cu-porfirítico. 
 Au-porfirítico. 
 Greisens. 
 . Depósitos periféricos ou distais. 
 Filões hidrotermais / pneumatolíticos. 
 Pegmatitos. 
 Depósitos do tipo óxido de ferro-cobre-ouro (IOCG). 
 . Depósitos proximais e periféricos. 
 Escarnitos. 
- Formação Ferrífera Bandada. 
- Depósitos originados por concentração residual. 
- Depósitos lateríticos. 
 Bauxito. 
 Níquel silicatado. 
 Depósitos de manganês. 
 Depósitos não lateríticos. 
 Depósitos de P, Nb, Ti. 
 Depósitos de fluorita. 
- Depósitos supérgenos. 
- Depósitos do tipo SedEx. 
 Sistema Zn-Pb-Ag do tipo Shuswape. 
- Depósitos Sedimentares. 
 . Depósitos sedimentares senso estrito / singenéticos. 
 Depósitos formados por deposição química 
 Depósitos formados por deposição clástica. 
 . Depósitos com mineralização posterior / epigenéticos. 
 . Principais tipos de depósitos singenéticos. 
 Depósitos do tipo copperbelt. 
 Depósitos de cobre em arenitos e xistos. 
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 Depósitos de fosfato marinho: fosforitos. 
 Depósitos de manganês marinho. 
 Subtipo Nikopol. 
 Subtipo sequência carbonatada. 
 Nódulos de manganês pelágicos. 
 . Rochas Evaporíticas. 
 Evaporitos. 
 . Depósitos Detríticos. 
 Tipos de jazimentos detríticos. 
 Placeres aluviais. 
 Placeres marinhos / de praias. 
 . Depósitos sedimentares epigenéticos. 
 Depósitos de cobre do tipo red bed. 
 Kupferschiefer. 
 Depósitos do tipo sabkha. 
 Depósitos do tipo Mississipi Valley. 
 Depósitos de chumbo e zinco. 
- Depósitos sedimentogênicos especiais: celestita, barita, magnesita, fluorita. 
 Depósitos de celestita. 
 Depósitos de barita. 
 Depósitos de magnesita. 
 Depósitos de fluorita. 
 . Ouro em Sedimentos: ouro invisível. 
 Depósitos do tipo-Carlin. 
 Ouro em black shales. 
- Bibliografia Básica. 
- Glossário Geológico Econômico. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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Apresentação 
 
O presente roteiro, que corresponde a uma breve abordagem sobre o estudo de 
alguns dos principais tipos de depósitos minerais, tem como objetivo primordial 
proporcionar aos alunos de graduação em Geologia algumas informações que, embora 
de cunho preliminar, permitirão que eles constatem 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 desses 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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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 mais 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 ambiente tectônico. 
 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 (a Dinâmica Interna) 
do nosso planeta. Essa divisão em camadas (ou envoltórios), além de constituir uma 
diferenciação química (por exemplo, silício e alumínio na crosta continental - o SIAL - e 
silício e magnésio - o SIMA - na crosta oceânica) também corresponde a uma diferenciação 
gravitativa com uma separação dos materiais mais densos, em geral, representados por 
rochas peridotíticas em direção às partes mais internas do planeta (Manto Superior e 
Manto Inferior) culminando com a liga de ferro-níquel - o NIFE – líquida no núcleo externo 
e sólida no núcleo interno da Terra. 
 No Arqueano a pequena espessura da crosta siálica (~10 km) permitiu que, nessa 
época, falhas geológicas trouxessem para a superfície, através de processos vulcânicos 
submarinos, 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, 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 paulatinamente 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 dentre outros, os conceitos de margens continentais ativas e passivas. A 
dinâmica para a concepção desse modelo passa pelo espalhamento dos fundos1 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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oceânicos a partir de dorsais oceânicas em virtude de correntes convectivas geradas por 
plumas de calor (plumas mantélicas / superplumas) que se desenvolvem e atuam no 
âmbito do manto superior e inferior. 
 Os processos de datação geológica que, na sua evolução passaram de uma forma 
relativa para um grau da mais absoluta precisão (métodos U-Pb, Pb/Pb por evaporação de 
zircão, etc.), passaram a representar mais uma ferramenta utilizada pela Geologia 
Econômica para uma melhor compreensão dos processos mineralizadores. De imediato, o 
que os Geólogos logo perceberam foi que, a partir dessas datações (tanto as de caráter 
relativo quanto absoluto), 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 (e.g., Cinturão Cordilheirano, 
abrangendo os Andes e as Montanhas Rochosas). 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. 
 Com relação a isso, a questão fundamental que se pode 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 seus diversos 
envoltórios); a favorabilidade para a geração de determinados litotipos em virtude das 
espessuras crustais vigentes à época de sua formação e que permitiram que 
extravasassem rochas geradas em níveis hoje considerados como muito profundos (e.g., o 
magmatismo komatiítico); a mudança na composição química das rochas mais superiores 
do manto (manto depletado); as mudanças e variações nas condições atmosféricas do 
planeta (e.g., a passagem de uma atmosfera redutora do Arqueano / Proterozóico Inferior, 
para oxidante posteriormente); o estabelecimento de uma dinâmica de crosta 
diferenciada (explicitamente, mais horizontal no Fanerozóico); o sequestro de carbono da 
atmosfera pelos oceanos com a consequente formação de extensos pacotes de rochas 
carbonáticas, etc. 
 Considerando todas essas variáveis, percebe-se o quanto as condições para a 
formação de um depósito mineral são complexas. Dessa forma, a maneira mais 
pragmática para abordar a Geologia Econômica, é a de sair um pouco dos aspectos 
genéticos da formação dos depósitos (a Gênese das Jazidas) e passar a fornecer os 
aspectos descritivos que permitam caracterizar e reconhecer as diversas tipologias de 
depósitos minerais encontrados na Terra. 
E é isso que vamos procurar apresentar, a partir de então, no presente roteiro. 
 
 
 
 
 
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Depósitos associados às rochas plutônicas máficas e 
ultramáficas. 
 
 Os tipos de depósitos associados às rochas intrusivas máficas / ultramáficas 
correspondem a: 
 
■ cromita do tipo estartiforme (tipo Bushveld); 
 ■ cromita do tipo podiforme; 
■ Pt do tipo Bushveld e Stillwater 
 ■ Pd do tipo Lac des Iles; 
■ Pt do tipo Alaskan; 
 ■ Ni-Cu associados a rochas gabroides; 
 ■ Fe-Ti associados à gabros e anortositos. 
 
■ 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 (Great Dike) na Rodésia / 
Zimbabwe 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 ocorrem por várias dezenas de quilômetros. Esse tipo de 
depósito de cromita perfaz cerca de 90% das reservas mundiais 
 Nesses complexos pode-se verificar uma megazonação que separa uma parte basal 
ultramáfica de outra de composição norítica-anortosítica. Os depósitos estratiformes 
(camadas com espessuras entre 1 e 5 metros) de cromo encontram-se na base dos 
maciços próximos aos níveis de ortopiroxenitos e dunitos e, provavelmente, foram 
formados por processos de diferenciação 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 material postcumulus 
precipitado de um volume relativamente pequeno de líquido que está trapeado entre os 
cristais cumulus. 
 
 
Mecanismo de formação de depósitos por diferenciação gravitativa (www.amnh.org). 
 
http://www.amnh.org/
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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 também apresenta grandes 
depósitos de magnetita titanífera e vanadinífera. Pt e Pd são os platinóides associados 
a essa cromita e representariam uma assinatura geoquímica característica para esse 
tipo de mineralização. 
 
 
Níveis de cromita estratiforme em Bushveld (www.icdp online.org) e imagem de cromitito. 
 
Seção do nível cromitítico de Bushveld (www.35igc.org). 
 
■ 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 (grosso modo, corpos lembrando a forma de 
charutos) e lentes de cromo-espinélio envolvidos por dunitos encaixados em unidades 
harzburgíticas depletadas. Os pods e lentes ocorrem tipicamente em clusters de 
tamanhos variáveis. 
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Seção típica de um ofiolito (pubs.usgs.gov). 
 
Constituem depósitos pequenos com geometrias muito variadas (pods, lentes 
ou camadas) muito tectonizadas, onde a cromita nodular em grandes massas, 
apresenta texturas brechoides, 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 (platinoides) junto à 
cromita, o que representa uma forma de diagnosticar o tipo de depósito e, 
consequentemente, o tipo de ambiente tectônico. A jazida de cromita da Nova 
Caledônia (obducção de crosta ofiolítica) ilustra bem esse tipo de jazimento 
magmático. 
 
 
Textura pull-apart. 
 
 
Textura leopard ou ‘pele-de-onça’. 
 
Cromita orbicular, típica dos depósitos podiformes (http://cms.unige.ch/). 
 
■ Depósitos de Pt do tipo Bushveld e Stillwater. 
 
OComplexo de Bushveld (2,054 Ga) é a maior intrusão máfica-ultramáfica 
acamadada do mundo (65.000 km2, com uma espessura estratigráfica de 7-9 km e 
volume total de magma ~1x106 km3) e 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 no horizonte denominado de Upper Critical Zone. 
 
 
Mapa Geológico (e seção esquemática) do Complexo de Bushveld. 
 
http://cms.unige.ch/
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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 pegmatoide 
com megacristais de ortopiroxênio. 
 
 
 
Seções esquemáticas do Complexo Bushveld (Ivanhoe Mines / canmin.geoscienceworld.org). 
 
O reef pode atingir até 300 cm de espessura (média de 90 cm). Ele é pobre em 
sulfetos (2 - 4 % vol.), mas rico em elementos do grupo da platina (EGP / PGE). Os 
minerais do grupo da platina (MGP / PGM) estão inclusos ou relacionados aos sulfetos 
de metais base e incluso nos silicatos. O reef não é perfeitamente estratiforme, na 
realidade ele representa mais uma inconformidade. Assim a estrutura do reef muda ao 
longo do strike e ele pode se situar acima ou abaixo em relação à estratigrafia da 
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intrusão. Localmente formam-se potholes mineralizados. O teor em PGE para o 
Merensky Reef em >100 km strike é de 5 - 7 g/t. 
 
 
 cromitito inferior cromitito superior sulfeto
16 cm
 
 
 
Merensky Reef: textura pegmatoide. 
 
 
Minério de Pt do Merensky Reef (spilpunt.blogspot.com.). 
 
O complexo acamadado de Stillwater, USA, (2,7 Ga) também apresenta uma 
fácies pegmatoide mineralizada em PGE. Camadas massivas a disseminada de 
cromitito ocorrem na Lower Ultramafic Series. A maior concentração de sulfetos ricos 
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em PGE (J-M Reef, descoberta em 1973) ocorre na zona bandada onde o plagioclásio é 
o principal mineral cumulático. 
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 - 2,0 % de 
sulfetos de metais base disseminados (pirrotita, pentlandita, calcopirita). Os PGM 
ocorrem principalmnete como inclusões nos sulfetos de metais base (BMS: base metals 
sulphide). O Pd está em solução sólida com a pirrotita. 
 
 
 
Mapa Geológico do complexo de Stillwater (minerva.union.edu). 
 
 
 
 
Minério Pt/Pd do J-M Reef do Complexo Stillwater (www.flickr.com). 
 
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: 
 
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- 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. 
 
■ Depósitos de PGE do tipo breccia-type: Pd de Lac des Iles. 
 
O complexo de Lac des Iles (2,7 Ga), em Ontario Ocidental, corresponde a uma 
intrusão anelar com 30 km de diâmetro, sendo considerada a maior mina de Pd do 
mundo. 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, envelopado por uma 
borda de gabros (varitextured ou taxitic) diversificados (com relação a tamanho de 
grão, pegmatíticos e breccias). As zonas mineralizadas (~2 km × 3.5 km) 
correspondem à Roby, Twilight e High-grade zones (Barnes & Gomwe, 2011). A Roby 
zone que se encontra mineralizada em PGE fica ao longo do contato entre o gabro 
varitextured e a breccia gabroide. 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). 
 
 
Mapa Geológico do complexo Lac des Iles (emg.geoscienceworld.org). 
 
 
 
 
 
 
 
 
Gabros varitexturados consistindo de patches grossos em matriz equigranular de granulação média 
ambos com mineralogia similar. 
 
 
Gabro breccia heteroliítica da Roby Zone norte-central. 
 
 
■ Depósitos de Pt do tipo Alaskan. 
 
Fontes com platina disseminada são reconhecidas em diversas partes do 
mundo. Nos Montes Urais, Rússia, ocorre uma série de complexos ígneos ultrabásicos 
e básicos de idade siluriana com tamanhos variando entre 20-100 km. Esses corpos 
que no conjunto constituem uma faixa com mais de 900 km de extensão, foi 
interpretada como correspondendo a uma 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 gabroico 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 rochas intrusivas 
zonadas. A platina ocorre principalmente como grãos xenomórficos de isoferroplatina 
(30% menores do que 400μ) em schlieren de cromitito e como grãos idiomórficos 
(83% menores do que 400μ) nos silicatos do dunito hospedeiro. Os schlierens de 
cromitito têm, em geral, espessura de 1-7 cm por 0,3-1,0 m de comprimento. O 
espinélio cromífero do schlieren mostra variação composicional de 48-51% Cr2O3. 
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Esses corpos correspondem às fontes que alimentaram os famosos placeres 
platiníferos encontrados nos Urais. 
 
Imagem Aeromag mostrando alguns complexos zonados do Alasca. 
 
■ Depósitos de Ni-Cu (PGE). 
 Os corpos máficos 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; Crystal Lake, Canadá); 
- depósito originário de impacto de meteorito que contém minérios de sulfetos de 
metais base (Sudbury, Ontario é o único exemplo 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; Selebi-Phikwe, Botswana). 
 
Depósitos do tipo Duluth Corresponde a intrusões diferenciadas sem 
bandamento rítmico, geralmente associadas aos grandes derrames basálticos 
continentais (e.g., Duluth, USA e Noril’sk, Rússia). Os depósitos, de Ni-Cu, são 
estratiformes e estão situados na base de maciços básicos, 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 máfica (6.500 km2) 
de idade 1,2 a 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 
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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. 
 
Complexo de Duluth (mngs.unm.edu). 
 
 
Mineralização sulfetada (massivos e disseminados) associada à porção basal das grandes intrusões 
acamadadas do tipo Duluth. 
 
 
 
 
Seções geológicas do depósito de Noril’sk (www.segweb.org). 
 
 
Depósitos do tipo Sudbury A intrusão de Sudbury consiste de uma 
camada de noritos finamente granulados, recoberta por rochas mais grossas noríticas, 
gabróicas e granofíricas. Sudbury é reconhecido como uma estrutura de impacto, 
causada por um meteorito. Dessa forma, o processo de formação da mineralização de 
Sudbury é único no mundo e não parece factível de ser aplicado a outras intrusões 
acamadadas formadas por magmatismo continental. 
http://www.segweb.org/
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Mapa geológico de Sudbury (em.wikipedia.org). 
 
O contato basal com as rochas encaixantes é altamente irregular e 
caracterizado por embayments, breccias e diques radiais. Considera-se 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. Os sulfetos (principalmente Ni) encontram-se na base da 
intrusão. A presença de PGE também é marcante, sendo michenerita (PdBiTe), 
moncheita (PtTe2), sperrylita (PtAs2), sudburyta (PdSb), froodita (PdBi2) e niggliita 
(PtSn) os principais minerais encontrados em Sudbury. 
 
■ Fe-Ti (V, P) em complexos gabro-anortosíticos. 
 
 São depósitos magmáticos estratiformes (semiconcordantes) de ilmenita e 
magnetita (e também uma importante fonte de V), de grandes dimensões, formados 
dentro de complexos diferenciados de gabro-anortosito-norito. As rochas comumente 
associadas incluem diorito, diabásio e rochas intrusivas ultramáficas basais. São 
caracterizados pelas texturas magmáticas primárias que podem incluir cumulato, 
ofítica, subofítica, diabásica, 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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Depósitos Fe-Ti Canadenses. 
 
Os complexos gabro-anortosito-norito foram intrudidos em settings 
extensionais e/ou anorogênicos 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 óxidos de Fe e Ti e apatita. O 
depósito de ilmenita de Telnes, na Noruega, o segundo em importância mundial 
depois do depósito canadense de Lac-Tio, corresponde a um norito enriquecido em 
ilmenita previamente interpretado como injetado em crystal mush state, em uma zona 
de fraqueza do anortosito. 
Os depósitos podem ocorrer como lentes massivas, camadas, pods, sills, diques 
e intrusões irregulares e como óxidos disseminados e intersticiais. Intercrescimentos 
por exsolução de ilmenita e magnetita são característicos. 
Os principais minerais incluem ilmenita, Fe-ilmenita, Ti-magnetita 
(ilmenomagnetita / titanomagnetita), V-magnetita e titanohematita. Os minerais 
acessórios podem incluir rutilo, titanita, espinélios, apatita, sulfetos e granada. 
 
 
 
 
Complexo acamadado de Sept-Îles (Canadá) contendo vários níveis de magnetita 
(www. mern. gov.qc..can). 
 
Por exemplo, o depósito de Lac Tio, Canadá (~ 125 Mt com 34,2% TiO2, 27,5% 
FeO, 25,2% Fe2O3, 4,3% SiO2, 3,5% Al2O3, 3,1% MgO, 0,9% CaO, 0,1% Cr2O3, e 0,41% 
V2O5) corresponde a grandes massas lenticulares (subhorizontais) de ilmeno-
magnetita diferenciadas dentro de anortositos. O depósito mede 1.000 m x 1.000 m x 
110 m, com caimento de 10o E. O corpo de minério está dividido em três camadas: a 
zona superior, composta de ferro-ilmenita massiva; a zona intermediária, alternando 
níveis de ferro-ilmenita massiva a semimassiva e anortosito; a zona inferior composta 
por ferro-ilmenita massiva. 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. 
 
Complexos máficos portadores de apatita Há uma classe não 
usual (rochas exóticas) de rochas ígneas às quais se associam óxidos de ferro que se 
apresentam como constituintes maiores como a ilmenita, magnetita ou hematita, além 
da apatita. Dentre essas rochas encontram-se os nelsonitos e as relacionadas aos 
depósitos do tipo Kiruna. Diferenças entre os nelsonitos e as rochas do tipo Kiruna 
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incluem, dentre outros fatores, o conteúdo de Ti nos óxidos de ferro (ou seja, pode 
variar o tipo de óxido) e a proporção da apatita na rocha. 
As rochas dos depósitos do tipo Kiruna contêm pouco Ti e, dessa forma, os 
minerais esperados correspondem à magnetita e hematita, com ausência de ilmenita. 
O conteúdo em apatita pode variar de 30% como no deposito de Kiruna, Suécia, e até 
50% como no corpo de Mineville, Nova York, EUA. 
Depósitos do tipo Kiruna, são formados por corpos de magnetita-fluorapatita-
actinolita e ocorrem em terrenos vulcano-plutônicos desde o Proterozóico até o 
Cenozóico. No escudo canadense, por exemplo, esses plutons correspondem a lacólitos 
e camadas de quartzo monzonito-monzodiorito-diorito de granulação média, com 5 
km a 25 km de diâmetro e que se encontram espacialmente, temporalmente e 
composicionalmente relacionados à estratovulcões andesíticos, os quais intrudem. 
Em Kirunavaara, Finlândia, o minério contendo altos teores de fósforo contém 59% -
61% de Fe e ~1,5% de P. A apatita ocorre em schlieren, bandas e estruturas 
esqueletais. 
 
 
Minério do tipo Kiruna. 
 
Nelsonitos têm uma alta concentração de Ti, o que resulta na formação da 
ilmenita, Ti-magnetita ou ambos. São enriquecidos em apatita, frequentemente com 
30% - 50% e estão quase sempre associados à anortositos. Nelsonitos derivam de 
magmas ricos em óxidos de ferro-titânio-fósforo que pode derivar da imiscibilidade de 
líquidos dentro de um magma silicatado, do intenso fracionamento de algum tipo de 
magma parental, ou da fusão parcial de rochas da crosta terrestre ricas em Fe e P. 
 Gabros mineralizados em Fe-Ti-V também podem constituir uma segunda 
fonte de fosfato magmático (a conhecida atualmente, relaciona-se aos carbonatitos) e 
é assim que eles estão sendo considerados no Canadá (Sept-Iles), na Finlândia 
(Lumikangas) e na Etiópia (Bikilial). 
Em Lumikangas furos de sonda perfuraram zonas de um gabro bandado 
contendo 15-20 % (em peso) de magnetita, apatita e ilmenita. Os teores de P2O5 de 
diversas amostras desse corpo variaram de 1,42% a 4,26%. 
 O complexode Bikilal corresponde a um gabro bandado composto por zonas / 
camadas de olivina / piroxênio gabro e hornblenda gabro. Dentro do hornblenda 
gabro há lentes alongadas de hornblendito associadas a corpos massivos e 
disseminados de ilmenita-magnetita, contendo localmente, apatita. O hornblenda 
gabro contém 55% hornblenda, 40-45% plagioclásio, 5-7% minerais opacos (ilmenita 
+ magnetita + 5-15% apatita). Já o hornblendito é constituído por 75% hornblenda, 
10-15% apatita, 10-15% ilmenita, raros sulfetos e traços de urânio. Associado à zona 
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superior do gabro há duas camadas mineralizadas em fosfato, com cerca de 1.600 m 
de extensão e 30 e 40 metros de espessura. As reservas desse depósito correspondem 
a 181 Mt com 3,5% P2O5. 
 
 
Complexo acamadado de Sept-Îles (Canadá) contendo várias camadas de magnetita e um 
horizonte significativo de nelsonito (rocha contendo magnetita - ilmenita - apatita). O horizonte 
de nelsonito tem reservas de 107,8 Mt com 6,19% P2O5 e 8,41% TiO2. 
 
 
Nelsonito.
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Depósitos vulcanogênicos. 
 
De modo geral as jazidas vulcanogênicas podem ser enquadradas em: 
 
■ VMS proximais e distais; 
 
■ relacionadas às sequências komatiíticas; 
 
■ relacionadas a vulcanismo aéreo-subaéreo. 
 
Depósitos do tipo VMS. 
 
 Os depósitos vulcanogênicos ou vulcanossedimentares de sulfetos massiços 
(VMS, em inglês) são as maiores fontes de Zn, Cu, Pb, Ag e Au, e significativas fontes 
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 montes ou tabulares compostos 
principalmente por sulfetos massivos (>40%), 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. 
 
 
Seção esquemática de um depósito do tipo VMS (Hannington et al. 1998; Galley et al. 2007). 
 
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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. 
 
 
Tipos de depósitos VMS (Barrie &Hannington, 1999 / Franklin et al., 2005). 
 
A feição mais comum de todos os tipos de depósitos do tipo VMS é que eles são 
formados em settings tectônicos extensionais, incluindo as zonas de espalhamentos 
oceânicas e ambientes de arco (nascent-arc oceânico e continental, rifted arco e retro-
arco). 
Os depósitos VMS tendem a ocorrer em distritos. Mais de uma dúzia de 
depósitos podem estar contidas em uma área de poucas dezenas de quilômetros 
quadrados. 
 
 
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Settings tectônicos dos VMS (Galley et al., 2007). 
 
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. 
 
 
Distribuição dos depósitos vulcanogênicos (www. 911metallurgist.com). 
 
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Halos de alteração de um depósito do tipo VMS (Goodfellow et al., 2003). 
 
Depósitos vulcanogênicos 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 deles 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 / sedimentares exalativos 
(SedEx). 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. 
 
 
Depósito tipo Kuroko (volcano.oregonstate.edu). 
 
■ 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) 
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toleíticas com baixo teor de K2O e em seu conjunto corresponde a uma seqüência 
ofiolítica. 
 
Depósito de Troodos, Chipre (lithosphere.gsapubs.org). 
 
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). 
 
 
Seção esquemática do depósito de Rosebery (www.portergeo.com.au). 
 
 
 
 
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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 paleorelevos 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. 
 
 
 
 
 
Seções esquemáticas de depósitos de Ni komatiítico (Lesher, 1999). 
 
 
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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 desse tipo de magma. Falhamentos profundos existentes na 
crosta terrestre (áreas extensionais) funcionariam como condutos e 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, glimmeritos, dunitos e carbonatitos, sienitos e 
traquitos. 
 
 
Distribuição dos depósitos carbonatíticos (Berger et al. ,2009). 
 
 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 (e.g., bastanesita), 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. 
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Complexos carbonatíticos a terras raras (www.portergeo.com.au). 
 
 
 
 
 
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Depósitos associados à kimberlitos e lamproítos. 
 
 Os diamantes são originados 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. 
 
 
Diamante na rocha kimberlítica (Pipe Mir). 
 
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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Lamproíto Argyle, Australia. 
 
 
Flogopita leucita lamproíto (Ellendale, Canadá). 
 
 
Cristais de leucita (L) em Lamproíto. 
 
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. 
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Os lamproítos têm forma de taça de champagne com uma fácies cratera (mais 
enriquecida em diamantes) recoberta na superfície por sedimentos fluvio-lacustrinos 
e material vulcânico piroclástico (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 (Atikinson et al. 1983). 
 
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. São três ambientes 
distintos onde os kimberlitos podem ser encontrados: nas margens dos crátons (aí os 
kimberlitos denominados de K1 são praticamente estéreis); localizado nas 
proximidades da margem do cráton (os kimberlitos do tipo K2 são fracamente 
mineralizados;) e nas partes centrais do cráton, onde os corpos (tipo K3) são os mais 
mineralizados. 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 (Haggerty, 1986). 
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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. 
 
 
Pipe Mir, Sibéria. 
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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 lançar mão, também para proporcionar uma melhor classificação das 
rochas granitóides, de critérios químicos e, para tal, o índice de saturação em alumina 
- que corresponde à relação entre a alumina e os álcalis - permite 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 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 
18O baixo 18O alto 
34S positivo 34S 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. 
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Essa classificação - o modelo MISA - considerada como a classificação alfabeto por 
Clarck (1999), é 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, do ponto de vista petrológico, representam 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 temporais e espaciais 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 e, 
geralmente, estão 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) 
 
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 a metais raros podem ser caracterizados pelas concentrações 
elevadas de uma série de elementos tais como o F, Li, Rb, Cs , Sn, Ta, Nb, Zr, and REE 
(Tauson, 1974; Kovalenko, 1978). Correspondem aos granitos metalogeneticamente 
especializados de Tischendorf (1977). Basicamente, há dois tipos fundamentais de 
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granitos a metais raros: peralcalino (agpaítico) e outro metaluminoso a peraluminoso 
(plumasítico ou Li-F). 
Cada tipo tem uma assinatura em termos de elementos traços e de depósitos 
minerais associados. Os tipos peralcalinos são extremamente enriquecidos em Zr, Nb e 
LREE; os aluminosos são enriquecidos em Rb, Ta, U e Sn. 
 Em geral, esses granitos fazem parte do grupo de granitos anorogênicos (tipo-
A) de Loiselle & Wones (1979) e Collins et al. (1982). Esses granitos são enriquecidos 
em F e Cl. 
 
Para Kovalenko (1978) os granitos ricos em metais raros podem ser divididos 
em três tipos geoquímicos: 
 
■ 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 têm estruturas internas complexas, 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 correspondem ao ongonito e 
riolito ricos em F. 
 
Amazonita granito (www.alexstreckeisen.it). 
 
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 e 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: 
 
■ Álcali granito contendo minerais peralcalinos principalmente associados à 
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. 
 
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■ 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 Al2O3, F, Li, Rb, Sn, Ta e 
Ta/Nb e baixos Ba, Sr, Eu, Zr e ETR. 
 
As variedades peraluminosas geralmente ocorrem em cinturões dobrados, 
como plútons pós-orogênicos, estando associadas predominantemente com 
mineralizações de Ta (-Sn) contendo topázio primário e micas ricas em Li. A 
mineralização (columbita-tantalita, microlita e cassiterita rica em Ta) é disseminada 
nas partes apicais da fácies mais evoluída do corpo granítico. 
As variedades peralcalinas contendo arfvedsonita e egirina primárias, em sua 
maioria, foram posicionadas durante eventos extensionais ou migraram para porções 
mais elevadas a partir de hot spots do manto em antigas regiões cratônicas, formando 
complexos anelares subvulcânicos. Nesse caso, esses corpos estão associados com 
complexos do tipo rapakivíticos. As mineralizações formadas são do tipo disseminado 
sendo que predominam as mineralizações de Zr, Nb e ETR formadas durante a 
cristalização do magma ou durante alteração hidrotermal pervasiva (metassomatismo 
Na e Ca). 
 
 
 
 
Granitos rapakivíticos: viborgito e peterlito (www.kristallin.de). 
 
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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Mineralizações Associadas aos Granitos. 
 
Depósitos proximais ou apicais. 
 
■ 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. A 
concentração do minério se dá por plumas de vapor (H2O de origem magmática e 
meteórica) em um sistema convectivo. 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. 
 
 
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 intrusõesgraníticas 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. 
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 comum; 
 
■ 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; 
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■ 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 Cu-Mo pórfiro (Guilbert & Lowell, 1970). 
 
 
Zonas de alteração de depósitos do tipo Cu-Mo pórfiro (Guilbert & Lowell, 1970). 
 
 
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 
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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. 
 
 
Esquema de depósito do tipo porphyry, Rasuhuilca prospect (resourcesroadhouse,com.au). 
 
■ 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 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 
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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 (1970) propôs um modelo zonado para as zonas apicais graníticas 
que corresponde: 
 
 anel + externo greisenizado  anel intermediário albitizado (albitito)  anel + interno 
microclinizado. 
 
 
Modelo esquemático de zona de greisen (baseado em Shcherba, 1970). 
 
 
Sistemas F de mineralizações Sn e metais raros. Adaptado de Pollard et al. (1987). 
 
 
Sistemas B de mineralizações Sn e metais raros. Adaptado de Pollard et al. (1987). 
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Greisen bordejando veios de turmalina com cassiterita associada (www.alexstreckeisen.it) 
 
 
Zona de greisen em Cornwall, Inglaterra (www.stylepinner. com). 
 
 
Zoneamento metalogenético Sn/Cu/Pb-Zn em Cornwall (http://myweb.tiscali.co.uk). 
http://www.stylepinner/
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Depósitos periféricos ou distais. 
 
 Esses tipos de depósitos compreendem: 
 
 ■ 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: 
 
  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 se encontram 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 à prata, argentita e 
rubysilver (proustita e pirargirita) subordinados. 
 
 
Veio de quartzo epitermal (www.flickr.com). 
 
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 
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quartzosos que se encontrampreenchendo 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. 
 
 
Veio de quartzo aurífero em zona de cisalhamento dúctil, Jinshan Gold Deposit 
(connect.umpi.manine.edu). 
 
Os filões hipotermais (incluem-se aqui os hidrotermais / pneumatolíticos) são 
aqueles cujas temperaturas de formação ficam entre 300oC - 500oC e são os tipos de 
colocação mais 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. 
 
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Veio de quartzo com wolframita (www. virtualmicroscopy.org). 
 
■ pegmatitos. 
 Pegmatitos são corpos caracterizados por apresentarem os seus minerais bem 
desenvolvidos, não raro agigantados. Deles são aproveitados 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. 
 
 
Granito e emissão de corpos pegmatíticos (www3.northern.edu). 
 
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Granito e emissão de corpos pegmatíticos (Selway & Breaks, 2005). 
 
 
 
 
 
 
Pegmatitos homogêneos (www.sandatlas.org/pegmatite; andy321.proboards.com). 
 
http://www.sandatlas.org/pegmatite
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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. 
 
 
 
 
Esquemas de pegmatitos zonados (pubs.usgs. gov). 
 
 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). 
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Desta 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 um esquema de classificação calcado na correlação do 
posicionamento tectônico relacionado aos eventos orogênicos que os formaram. Dessa 
forma os pegmatitos foram classificados em 4 categorias 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 SiO2 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 
 
 
 
 
Elemento 
Raro 
 
 
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 
 
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 
 
 
■ Depósitos do tipo óxido de ferro-Cu-Au (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). 
Como referido, eles localizam-se preferencialmente em estruturas tectônicas, 
apresentando abundantes minerais de ferro (magnetita e/ou hematita) sendo as massas 
de minério constituídas por 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. 
A magnetita