Depósito de Skarn - Geologia Econômica I

Prévia do material em texto

 Definições: 
 
Existem muitas definições e usos da palavra "skarn". 
Skarns podem se formar durante o metamorfismo regional ou de contato e a partir de uma 
variedade de processos metassomáticos envolvendo fluidos de origem magmática, metamórfica, 
meteórica e/ou marinha. 
Eles são encontrados adjacentes a plútons, ao longo de falhas e grandes zonas de cisalhamento, 
em sistemas geotérmicos rasos, no fundo do fundo do mar e em profundidades crustais mais 
baixas em terrenos metamórficos profundamente enterrados. 
 
O que liga esses diversos ambientes, e o que define uma rocha como skarn, é a mineralogia. Esta 
mineralogia inclui uma grande variedade de cálcio-silicato e minerais associados, mas geralmente 
é dominada por granada e piroxênio. Skarns podem ser subdivididos de acordo com vários 
critérios. Exoskarn e endoskarn são termos comuns usados para indicar um protólito sedimentar 
ou ígneo, respectivamente. 
 
Skarn de magnésio e cálcico pode ser usado para descrever a composição dominante do protólito 
e minerais de skarn resultantes. Tais termos podem ser combinados, como no caso de um exoskarn 
magnesiano que contém skarn de forsterita-diopsídio formado a partir de dolomita. Hornfels é um 
termo descritivo frequentemente usado para as rochas cálcio-silicáticas de granulação 
relativamente fina que resultam do metamorfismo de materiais impuros, como unidades de 
carbonato, como calcário siltoso ou xisto calcário 
. 
skarns de reação pode se formar a partir do metamorfismo isoquímico de unidades de xisto e 
carbonato de camadas finas, onde a transferência metassomática de componentes entre litologias 
adjacentes pode ocorrer em pequena escala (talvez centímetros) 
Skarnoide é um termo descritivo para rochas de cálcio-silicáticas que são relativamente finas, 
pobres em ferro e que refletem, pelo menos em parte, o controle composicional do 
protólito. Geneticamente, o skarnoide é intermediário entre um hornfels puramente metamórfico 
e um skarn puramente metassomático de granulação grossa. 
 
Para todos os termos anteriores, a composição e a textura do protólito tendem a controlar a 
composição e a textura do skarn resultante. Em contraste, os depósitos de skarn economicamente 
mais importantes resultam da transferência metassomática em grande escala, onde a composição 
do fluido controla o skarn resultante e a mineralogia do minério. 
 
Na maioria dos grandes depósitos de skarn, skarn e minerais de minério resultam do mesmo 
sistema hidrotermal, embora possa haver diferenças significativas na distribuição de 
tempo/espaço desses minerais em escala local. Embora rara, também é possível formar skarn por 
metamorfismo de depósitos de minério pré-existentes. 
 
 Mineralogia de Skarn 
 
Assim como a mineralogia é a chave para reconhecer e definir skarns, também é fundamental 
para entender sua origem e distinguir depósitos economicamente importantes. 
A mineralogia de Skarn é mapeável no campo e serve como o "envelope de alteração" mais amplo 
em torno de um corpo de minério potencial. 
 
Como a maioria dos depósitos de skarn é zoneada, o reconhecimento de características de 
alteração distal pode ser criticamente importante nos estágios iniciais de exploração. 
Detalhes de mineralogia e zonação de skarn podem ser usados para construir modelos de 
exploração específicos de depósitos, bem como modelos mais gerais úteis no desenvolvimento de 
programas de exploração de base ou sínteses regionais. 
 
Embora muitos minerais de skarn sejam minerais típicos de formação de rochas, alguns são menos 
abundantes e a maioria possui variações de composição que podem fornecer informações 
significativas sobre o ambiente de formação. 
Alguns minerais, como quartzo e calcita, estão presentes em quase todos os skarns. Outros 
minerais, como humita, periclásio, flogopita, talco, serpentina e brucita são típicos de skarns 
magnesianos, mas estão ausentes da maioria dos outros tipos de skarns. Além disso, existem 
muitos minerais contendo estanho, boro, berílio e flúor que têm paragêneses muito restritas, mas 
localmente importantes. 
 
Os minerais que são mais úteis tanto para classificação quanto para exploração são 
aqueles, como granada, piroxênio e anfibólio, que estão presentes em todos os tipos de skarn e 
que apresentam marcada variabilidade composicional. Por exemplo, o piroxênio manganífero, 
johannsenite, é encontrado quase exclusivamente em skarns de zinco. 
 
Quando a informação composicional está disponível, é possível denotar a composição de 
um mineral em termos de porcentagem molar dos membros finais. Por exemplo, um piroxênio 
que contém 70 moles por cento de hedenbergita, 28 moles por cento de diopsídeo e 2 moles por 
cento de johannsenita poderia ser referido como Hd70Di28Jo2. Em muitos sistemas skarn, a 
variação no teor de ferro é o parâmetro mais importante e, portanto, muitos minerais são descritos 
simplesmente pelo seu membro final de ferro, por exemplo, Hd10 ou Ad90. Grandes quantidades 
de informações de composição podem ser resumidas graficamente. Os gráficos triangulares são 
comumente usados para expressar variações em minerais de composição complexa, como granada 
e piroxênio. 
 
Os anfibólios são mais difíceis de retratar graficamente porque têm variações estruturais 
e de composição. As principais diferenças entre os anfibólios em diferentes tipos de skarns são 
variações na quantidade de Fe, Mg, Mn, Ca, Al, Na e K. Anfíbólios de skarns Au, W e Sn são 
progressivamente mais aluminosos (actinolita-hastingsita-hornblenda) , os anfíbólios de skarns 
de Cu, Mo e Fe são progressivamente mais ricos em ferro na série tremolita-actinolita, e os 
anfíbólios de skarns de zinco são ricos em Mn e deficientes em Ca, variando de actinolita a 
danemorita. Para um depósito de skarn específico ou grupo de skarns, variações de composição 
em fases minerais menos comuns, como idocrase, bustamite ou olivina, podem fornecer 
informações sobre padrões de zonação ou petrogênese regional. 
 
 Evolução dos skarns no tempo e no espaço 
 
Como foi reconhecido pelos primeiros pesquisadores de skarn, a formação de um depósito de 
skarn é um processo dinâmico. 
 
Na maioria dos grandes depósitos de skarn há uma transição do metamorfismo 
precoce/distal resultando em hornfels, reação skarn e escarnóide, para metassomatismo 
posterior/proximal resultando em skarn contendo minério de granulação relativamente 
grossa. Devido aos fortes gradientes de temperatura e grandes células de circulação de fluido 
causadas pela intrusão de um magma, o metamorfismo de contato pode ser consideravelmente 
mais complexo do que o modelo simples de recristalização isoquímica normalmente invocado 
para metamorfismo regional. Por exemplo, a circulação de diversos fluidos através de uma fratura 
em um protólito de carbonato relativamente simples pode resultar em várias reações 
diferentes. Assim, os gradientes térmicos acentuados comuns na maioria dos ambientes 
plutônicos, resultam num complexo metamórfico de aureolas com uma transferência 
metassomática de pequena escala sendo evidenciada por skarns de reação e skarnoides. 
 
Fluidos metassomáticos mais complexos, com a possível adição de componentes 
magmáticos como Fe, Si, Cu etc., produzem um contínuo entre processos puramente 
metamórficos e puramente metassomáticos. 
Este metamorfismo inicial e metassomatismo continuado em temperatura relativamente alta, são 
seguidos por alteração retrógrada à medida que as temperaturas diminuem. Uma ligação entre 
espaço e tempo é um tema comum em depósitos de minério e requer uma interpretação cuidadosa 
de características que podem parecer ocorrer apenas em um determinado local. 
 
Um dos controles mais fundamentais sobre o tamanho do skarn, geometria e estilo de 
alteração é a profundidade da formação. Estudos geobarométricos quantitativos normalmente 
usam equilíbrios minerais, inclusões fluidas ou uma combinação de tais métodos para estimar a 
profundidade do metamorfismo. Os métodos qualitativos incluem reconstruçõesestratigráficas 
ou outras reconstruções geológicas e interpretação de texturas ígneas. Observações simples de 
margens resfriadas, tamanho de grão da massa de solo de pórfiro, morfologia do plúton e presença 
de brecha e fratura frágil permitem distinções de campo entre ambientes relativamente rasos e 
profundos. 
 
O efeito da profundidade no metamorfismo é em grande parte uma função da temperatura 
ambiente da parede da rocha antes, durante e após a intrusão. Assumindo um gradiente 
geotérmico médio para uma zona orogênica de cerca de 35°C por quilômetro, a temperatura 
ambiente da parede da rocha antes da intrusão a 2 km seria de 70°C, enquanto a 12 km seria de 
420°C. Assim, com o fluxo de calor adicional fornecido pela atividade ígnea local, o volume de 
rocha afetado por temperaturas na faixa de 400-700C seria consideravelmente maior e viveria 
mais em torno de um skarn mais profundo do que um mais raso. Além disso, temperaturas 
ambientes mais altas podem afetar o histórico de cristalização de um plúton, bem como minimizar 
a quantidade de alteração retrógrada de minerais skarn. 
 
A uma profundidade de 12 km com temperaturas ambientes em torno de 400C, o skarn 
pode não esfriar abaixo da estabilidade da granada e piroxênio sem elevação subsequente ou 
outras mudanças tectônicas. A maior extensão e intensidade do metamorfismo em profundidade 
pode afetar a permeabilidade das rochas hospedeiras e reduzir a quantidade de carbonato 
disponível para reação com fluidos metassomáticos. Um caso extremo é descrito por Dick e 
Hodgson (1982) em Cantung, Canadá, onde o "calcário do queijo suíço" foi quase inteiramente 
convertido em um hornfels de cálcio-silicato heterogêneo durante o metamorfismo antes da 
formação do skarn. 
O skarn formado a partir das poucas manchas remanescentes de calcário tem alguns dos mais 
altos teores conhecidos de minério de skarn de tungstênio no mundo. 
 
A profundidade da formação do skarn também afetará as propriedades mecânicas das 
rochas hospedeiras. Em um ambiente de skarn profundo, as rochas tenderão a se deformar de 
maneira dúctil em vez de fraturar. Os contatos intrusivos com rochas sedimentares em 
profundidade tendem a ser subparalelos à estratificação; ou o plúton se intromete ao longo dos 
planos de estratificação ou as rochas sedimentares se dobram ou fluem até que estejam alinhadas 
com o contato intrusivo. Exemplos de skarns para os quais as estimativas de profundidade 
excedem 5-10 km incluem Pine Creek, Califórnia e Osgood Mountains, Nevada. 
 
Em depósitos como esses, onde os contatos intrusivos são subparalelos aos planos de 
estratificação, o skarn é geralmente confinado a uma zona estreita, mas verticalmente extensa. Em 
Pine Creek, o skarn tem tipicamente menos de 10 m de largura, mas localmente excede um 
quilômetro de comprimento e extensão vertical. 
 
Assim, o skarn formado em maiores profundidades pode ser visto como uma casca 
estreita de tamanho pequeno em relação ao plúton associado e sua auréola metamórfica. Em 
contraste, as rochas hospedeiras em profundidades rasas tenderão a se deformar por fraturas e 
falhas em vez de dobras. Na maioria dos 13 depósitos de skarn relativamente rasos revisados por 
Einaudi (1982a), os contatos intrusivos são nitidamente discordantes da estratificação e skarn 
corta a estratificação e substitui maciçamente os leitos favoráveis, igualando ou excedendo o 
tamanho (exposto) do plúton associado. 
 
O forte hidrofraturamento associado a intrusões de nível raso aumenta muito a 
permeabilidade das rochas hospedeiras, não apenas para fluidos metassomáticos relacionados a 
ígneos, mas também para fluidos meteóricos posteriores, possivelmente mais frios. O influxo de 
água meteórica e a consequente destruição de minerais de skarn durante a alteração retrógrada é 
uma das características distintivas da formação de skarn em um ambiente raso. 
Os skarns mais rasos (e mais jovens) conhecidos estão se formando atualmente em 
sistemas geotérmicos ativos e fontes termais no fundo do mar. Esses skarns representam a 
expressão distal da atividade magmática e as rochas ígneas expostas (no testemunho de 
perfuração) são diques e sills predominantemente finas com margens refrigeradas e uma massa 
de solo de granulação muito fina a afanítica. 
 
O grau em que um estágio de alteração particular é desenvolvido em um skarn específico 
dependerá do ambiente geológico local de formação. Por exemplo, o metamorfismo 
provavelmente será mais extenso e de maior grau em torno de um skarn formado em 
profundidades crustais relativamente grandes do que um formado em condições mais rasas. 
Por outro lado, a alteração retrógrada durante o resfriamento e a possível interação com a água 
meteorológica serão mais intensas em um skarn formado em profundidades relativamente rasas 
na crosta terrestre em comparação com um formado em profundidades maiores. Nos skarns mais 
profundos, as rochas carbonáticas podem deformar-se de maneira dúctil e não por fratura frágil, 
com estratificação paralela ao contato intrusivo; em sistemas mais rasos o inverso pode ser 
verdadeiro. 
Essas diferenças no estilo estrutural, por sua vez, afetarão o tamanho e a morfologia do 
skarn. Assim, a composição da rocha hospedeira, a profundidade da formação e a configuração 
estrutural causarão variações do modelo skarn "clássico" idealizado. 
 
 
 
 
 
Depósitos de skarn Au, Cu, Fe, Mo, Sn, W e Zn-Pb 
 Skarns de Ferro 
Os maiores depósitos de skarns são os skarns de ferro. Os skarns de ferro são extraídos por 
seu conteúdo de magnetita e, embora pequenas quantidades de Cu, Co, Ni e Au possam estar 
presentes, o ferro é normalmente a única mercadoria recuperada. Muitos desses depósitos são 
muito grandes (> 500 milhões de toneladas, > 300 milhões de toneladas contendo Fe) e consistem 
predominantemente de magnetita com apenas ganga de silicato menor. Alguns depósitos contêm 
quantidades significativas de cobre e são transitórios para skarns de cobre mais típicos. 
Os skarns de ferro cálcico em arcos de ilhas oceânicas estão associados a plútons ricos em 
ferro intrudidos em rochas de calcário e paredes vulcânicas. 
Em alguns depósitos, a quantidade de endoskarn pode exceder exoskarn. Os minerais Skarn 
consistem predominantemente de granada e piroxênio com menor epídoto, ilvaíta e 
actinolita; todos são ricos em ferro. A alteração de rochas ígneas é comum com veios e 
substituições de albita, ortoclásio e escapolita, além de endoskarn. 
Em contraste, os skarns de ferro magnesiano estão associados a diversos plútons em uma 
variedade de configurações tectônicas; a característica unificadora é que todos eles se formam a 
partir de rochas de parede dolomíticas. Nos skarns magnesianos, os principais minerais do skarn, 
como forsterita, diopsídio, periclásio, talco e serpentina, não contêm muito ferro; assim, o ferro 
disponível em solução tende a formar magnetita ao invés de andradita ou hedenbergita. 
Além disso, muitos outros tipos de skarn contêm bolsões de magnetita maciça que podem 
ser extraídos para ferro em escala local. A maioria dessas ocorrências se formam a partir de 
estratos dolomíticos ou de zonas que sofreram metassomatismo magnesiano anterior. 
 Skarns Auríferos 
Os depósitos de skarn de ouro de grau mais alto (5-15 g/t Au) (por exemplo, distrito de 
Hedley, Ettlinger, 1990; Ettlinger et al., 1992; Fortitude, Nevada, Myers e Meinert, 1991) são 
relativamente reduzidos, são extraídos apenas por sua teor de metais preciosos, e faltam 
concentrações econômicas de metais básicos. 
Outros skarns de ouro (por exemplo, McCoy, Nevada, Brooks et al., 1991) são mais oxidados, 
têm teores de ouro mais baixos (1-5 g/t Au) e contêm quantidades subeconômicas de outros 
metais, como Cu, Pb e Zn. Vários outros tipos de skarns, particularmente skarns de Cu, contêm 
ouro suficiente (0,01->1 g/t Au) para ser um subproduto. Alguns depósitos de skarn, embora 
tenham graus econômicos de metais básicos, estão sendo explorados apenas por seu conteúdode 
ouro (por exemplo, mina de Veselyi, URSS). 
A maioria dos skarns de ouro de alto grau está associada a plútons de diorito-granodiorito 
reduzidos (portando ilmenita, Fe+3/Fe+2 < 0,75) e complexos dique/soleira. Tais skarns são 
dominados por piroxênios ricos em ferro (tipicamente > Hd50); as zonas proximais podem conter 
abundante granada andradita intermediária. 
Outros minerais comuns incluem feldspato de potássio, escapolita, idocrase, apatita e 
anfibólio aluminoso com alto teor de cloro. As zonas distais / precoces contêm hornfels de 
feldspato de biotita + potássio que podem se estender por 100 metros além do skarn 
maciço. Devido à natureza carbonácea rica em clásticos das rochas sedimentares nesses depósitos, 
a maioria dos skarn é relativamente fina. 
Alguns skarns de ouro contêm alteração retrógrada incomum de prehnita tardia ou 
wollastonita (Ettlinger, 1990). Arsenopirita e pirrotita são os minerais de sulfeto dominantes em 
Hedley e Fortitude, respectivamente. A maior parte do ouro está presente como electrum e está 
fortemente associada a vários minerais de bismuto e telureto, incluindo bismuto nativo, hedleyita, 
wittichenita e maldonita. 
O depósito Fortitude faz parte de um grande sistema de skarn zonado no qual a parte proximal 
rica em granada foi extraída para cobre (Theodore e Blake, 1978). Da mesma forma, o skarn de 
ouro da Jóia da Coroa em Washington é a porção distal rica em piroxênios de um grande sistema 
skarn no qual a parte proximal é rica em granada e foi extraída em pequena escala para ferro e 
cobre. Tais sistemas de skarn zonados sugerem que outros tipos de skarn podem ter potencial de 
metal precioso não descoberto se todo o sistema de skarn não tiver sido explorado. 
 Skarns de tungstênio 
Os skarns de tungstênio são encontrados na maioria dos continentes em associação com 
plútons cálcio-alcalinos nos principais cinturões orogênicos. As principais revisões de skarns de 
tungstênio incluem Newberry e Einaudi (1981), Newberry e Swanson (1986) e Kwak 
(1987). Como grupo, os skarns de tungstênio estão associados a batólitos equigranulares de 
granulação grossa (com diques de pegmatito e aplito) cercados por grandes auréolas metamórficas 
de alta temperatura. Esses recursos são coletivamente indicativos de um ambiente profundo. Os 
plútons são tipicamente frescos com apenas pequenas zonas de endoskarn de mirmequita e 
plagioclásio-piroxênio perto de contatos. 
As auréolas metamórficas de alta temperatura comuns no ambiente de tungstênio skarn 
contêm abundantes hornfels de cálcio-silicato, skarns de reação e skarnoides formados a partir de 
sequências mistas de carbonato-pelita. Tais minerais de cálcio-silicato metamórficos refletem a 
composição e textura do protólito e podem ser distinguidos de skarn metassomático de grau de 
minério em campo e em laboratório. 
Newberry e Einaudi (1981) dividiram os skarns de tungstênio em dois grupos: tipos reduzidos 
e oxidados, com base na composição da rocha hospedeira (carbonáceo versus hematítico), 
mineralogia do skarn (ferroso versus ferro férrico) e profundidade relativa (temperatura 
metamórfica e envolvimento de águas subterrâneas oxigenadas). . As assembléias de skarn 
iniciais em skarns de tungstênio reduzidos são dominadas por piroxênio hedenbergítico e granada 
de grandita menor com scheelita disseminada de granulação fina e rica em molibdênio 
(powellita). As granadas posteriores são subcálcicas (Newberry, 1983) com quantidades 
significativas (até 80 moles%) de spessartina e almandina. Esta granada subcálcica está associada 
à lixiviação de scheelita disseminada precoce e redeposição como scheelita de baixo molibdênio 
de granulação grossa, muitas vezes controlada por veias. 
Em skarns de tungstênio oxidado, a granada andraditica é mais abundante que o piroxênio, a 
scheelita é pobre em molibdênio e as fases de ferro férrico são mais comuns que as fases 
ferrosas. Por exemplo, no depósito Springer em Nevada, a granada é abundante e tem bordas 
andraditicas, o piroxênio é diopsídico (Hd0-40), o epídoto é o mineral hidratado dominante, a 
pirita é mais comum que a pirrotita e a granada subcálcica é rara ou ausente. Em geral, os skarns 
de tungstênio oxidado tendem a ser menores do que os skarns de tungstênio reduzidos, embora os 
graus mais altos em ambos os sistemas estejam tipicamente associados a minerais hidratados e 
alteração retrógrada. 
 Skarns de cobre 
Os skarns de cobre são talvez o tipo de skarn mais abundante do mundo. Eles são 
particularmente comuns em zonas orogênicas relacionadas à subducção, tanto em ambientes 
oceânicos quanto continentais. As principais revisões de skarns de cobre incluem Einaudi et 
al. (1981) e Einaudi (1982a,b). A maioria dos skarns de cobre está associada ao tipo I, série 
magnetita, plútons cálcio-alcalinos, porfiríticos, muitos dos quais têm rochas vulcânicas co-
genéticas, veios em stockwork, fraturas e brechas frágeis e intensa alteração hidrotermal. Todas 
essas são características indicativas de um ambiente de formação relativamente raso. A maioria 
dos skarns de cobre se forma próximo aos contatos de estoque com uma mineralogia de skarn 
relativamente oxidada dominada pela granada andraditica. Outras fases incluem piroxênio 
diopsídio, idocrase, wollastonita, actinolita e epidoto. 
Hematita e magnetita são comuns na maioria dos depósitos e a presença de rochas de parede 
dolomítica é coincidente com filões de magnetita maciços que podem ser extraídos em escala 
local para ferro. Conforme observado por Einaudi et al. (1981), skarns de cobre comumente são 
zoneados com garnetita maciça próximo ao plúton e piroxênio crescente e finalmente idocrase 
e/ou wollastonita próximo ao contato do mármore. Além disso, a granada pode ter uma zona de 
cor de marrom-avermelhado escuro proximal a variedades verdes e amarelas distais. A 
mineralogia de sulfetos e as razões de metais também podem ser sistematicamente zoneadas em 
relação ao pluton causador. Em geral, a pirita e a calcopirita são mais abundantes perto do pluton 
com o aumento da calcopirita e finalmente a bornita nas zonas de wollastonita próximas ao 
contato com o mármore. 
Os maiores skarns de cobre estão associados a plútons de cobre pórfiro mineralizado. Esses 
depósitos podem ultrapassar 1 bilhão de toneladas de pórfiro combinado e minério de skarn com 
mais de 5 milhões de toneladas de cobre recuperáveis de skarn. Os plutons mineralizados exibem 
silicato de potássio característico e alteração sericítica que pode ser correlacionada com granada-
piroxênio prógrada e epidoto-actinolita retrógrada, respectivamente, no skarn. A alteração 
retrógrada intensa é comum em skarns de cobre e em alguns depósitos relacionados ao pórfiro 
pode destruir a maior parte da granada prógrada e piroxênio (por exemplo, Ely, Nevada; James, 
1976). 
A alteração endoskarn de plútons mineralizados é rara. Em contraste, estoques estéreis 
associados a skarns de cobre contêm abundante endoskarn de epidoto-actinolite-clorito e 
alteração retrógrada menos intensa de skarn. Alguns depósitos de cobre têm minérios de 
actinolita-calcopirita-pirita-magnetita de granulação grossa, mas contêm apenas skarn de 
granada-piroxênio progrado esparso (por exemplo, depósitos de Monterrosas e Ral-Condestable, 
Peru: Ripley e Ohmoto, 1977; Sidder, 1984; Vidal et al., 1990; Record mine, Oregon, Caffrey, 
1982; Cerro de Mercado, Mexico, Lyons, 1988). Esses depósitos fornecem uma ligação entre 
alguns skarns de cobre e ferro e depósitos com afinidades vulcanogênicas e ortomagmáticas. 
 
 Skarns de zinco 
A maioria dos skarns de zinco ocorre em ambientes continentais associados a subducção ou 
rifteamento. Eles são extraídos de minérios de zinco, chumbo e prata, embora o zinco seja 
geralmente dominante. Eles também são de alto grau (10-20% Zn+ Pb, 30-300 g/t Ag). Rochas 
ígneas relacionadas abrangem uma ampla gama de composições de diorito a granito com alto teor 
de sílica. Eles também abrangem diversos ambientes geológicos, desdebatólitos profundos até 
complexos rasos de soleiras de diques e extrusões vulcânicas de superfície. O fio comum que liga 
a maioria dos minérios de zinco é sua ocorrência distal às rochas ígneas associadas. As principais 
revisões de depósitos de skarn de zinco incluem Einaudi et al. (1981) e Megaw et al. (1988). 
Os skarns de zinco podem ser subdivididos de acordo com vários critérios, incluindo 
distância da fonte magmática, temperatura de formação, proporção relativa de skarn e minerais 
de sulfeto e forma geométrica do corpo de minério. Nenhum desses critérios é inteiramente 
satisfatório porque uma fonte magmática não pode ser identificada para alguns depósitos, porque 
a maioria dos skarns se desenvolve em uma faixa de temperaturas e porque a maioria dos grandes 
depósitos de skarn contém minérios ricos em skarn e minérios pobres em skarn em uma variedade 
de geometrias. configurações incluindo mantos e chaminés. 
 Megaw et ai. (1988) ressaltam que muitos distritos de skarn de zinco: 
 "grade para fora da mineralização associada à intrusão para minérios livres de intrusão, o que 
sugere que esses distritos sem relações intrusivas conhecidas podem não ter sido rastreados até 
seus fins". 
Da mesma forma, a maioria dos distritos de skarn de zinco classificam-se para fora da 
mineralização rica em skarn para minérios pobres em skarn, veios e corpos de sulfeto maciços 
que podem conter poucos ou nenhum mineral de skarn. Distritos pouco explorados podem ter 
apenas algumas dessas zonas expostas. Mas, como observado anteriormente, a presença de 
minerais skarn, como granada e piroxênio dentro do sistema, é importante porque indica um 
ambiente geoquímico restrito que é totalmente distinto de tipos de minério, como depósitos do 
tipo Mississippi Valley, que também contêm Zn- Minérios de Pb-Ag, mas que absolutamente 
carecem de minerais skarn. 
Além de seu conteúdo metálico Zn-Pb-Ag, os skarns de zinco podem ser distinguidos de 
outros tipos de skarns por sua mineralogia distinta rica em manganês e ferro, por sua ocorrência 
ao longo de contatos estruturais e litológicos e pela ausência de auréolas metamórficas 
significativas centradas no skarn. Quase todos os minerais skarn nesses depósitos podem ser 
enriquecidos em manganês, incluindo granada, piroxênio, olivina, ilvaita, piroxenoide, anfibólio, 
clorita e serpentina. 
Em alguns depósitos, a razão piroxênio: granada e o teor de manganês do piroxênio 
aumentam sistematicamente ao longo do caminho do fluxo do fluido (por exemplo, Groundhog, 
Novo México, Meinert, 1987). Este recurso tem sido usado para identificar escamas proximais e 
distais e zonas proximais e distais dentro de depósitos de escamas individuais. Uma sequência de 
zonação típica de proximal para distal é: pluton alterado/endoskarned, granada, piroxênio, 
piroxenoide e corpos de substituição de sulfeto/óxido (às vezes chamados mantos e chaminés com 
base na geometria e no costume local). 
A ocorrência de escamas de zinco em porções distais dos principais sistemas 
magmáticos/hidrotermais pode tornar até mesmo pequenos depósitos potencialmente úteis como 
guias de exploração em distritos pouco expostos. Assim, relatos de ocorrências de minerais ricos 
em manganês podem fornecer pistas para distritos que ainda não receberam atividade exploratória 
significativa. 
 
 Skarns de molibdênio 
 
A maioria dos skarns de molibdênio estão associados a granitos leucocráticos e variam de 
depósitos relativamente pequenos de alto teor (Azegour, Marrocos, Permingeat, 1957) a depósitos 
de baixa tonelagem e volume (Little Boulder Creek, Idaho, Cavanaugh, 1978). Numerosas 
pequenas ocorrências também são encontradas em crátons estáveis pré-cambrianos associados a 
pegmatito, aplito e outras rochas leucocráticas (Vokes, 1963). A maioria dos skarns de 
molibdênio contém uma variedade de metais, incluindo W, Cu, Zn, Pb, Bi, Sn e U e alguns são 
verdadeiramente polimetálicos, pois vários metais precisam ser recuperados juntos para que os 
depósitos sejam explorados economicamente. Mo-W-Cu é a associação mais comum e alguns 
skarns de tungstênio e cobre contêm zonas de molibdênio recuperável. 
A maioria dos skarns de molibdênio ocorre em carbonatos siltosos ou rochas clásticas 
calcárias; Cannivan Gulch, Montana (Darling, 1990) é uma exceção notável na medida em que 
ocorre em dolomita. O piroxênio hedenbergítico é o mineral calc-silicato mais comum relatado 
em skarns de molibdênio com granada de grandita menor (com componente de pyralspite menor), 
wollastonita, anfibólio e fluorita. Esta mineralogia de skarn indica um ambiente redutor com alta 
atividade de flúor. Esses depósitos não receberam estudos significativos fora da União Soviética 
e não houve uma revisão moderna desde o breve resumo de Einaudi et al. (1981). 
 
 Skarns de Estanho 
Os skarns de estanho estão quase exclusivamente associados a granitos ricos em 
sílica gerados pela fusão parcial da crosta continental. As principais revisões de depósitos 
de skarn de estanho incluem Einaudi et al. (1981) e Kwak (1987). Os skarns de estanho 
podem ser subdivididos de acordo com vários critérios, incluindo proximal versus distal, 
cálcico versus magnesiano, rico em skarn versus pobre em skarn, rico em óxido versus 
rico em sulfeto e greisen versus skarn. Infelizmente, poucas dessas categorias são 
mutuamente exclusivas. 
Muitos grandes sistemas de skarn de estanho são zoneados espacialmente de ricos 
em skarn a pobres em skarn (ou ausentes). Por exemplo, na área de Renison Bell, na 
Tasmânia, Austrália, há um único grande sistema magmático/hidrotermal zoneado de um 
skarn de estanho cálcico proximal com cassiterita menor disseminada em uma ganga de 
granada-piroxênio pobre em sulfeto para um corpo de substituição de sulfeto maciço de 
magnésio distal contendo cassiterita abundante e ausência completa de minerais cálcio-
silicatos. O corpo de minério de sulfeto maciço distal (Renison Bell) é um grande 
depósito de minério e o corpo de skarn proximal (Pine Hill) não foi e provavelmente 
nunca será extraído. 
 
Einaudi et ai. (1981) enfatizou que existe um fio condutor que liga os vários tipos de 
depósitos de estanho skarn e que é o conjunto característico de oligoelementos (Sn, F, B, 
Be, Li, W, Mo e Rb) no minério e em rochas ígneas associadas. Esta suíte distingue os 
skarns de estanho de todos os outros tipos de skarns. Kwak (1987) faz uma distinção 
adicional em que muitos depósitos de skarn de estanho desenvolvem um estágio de 
alteração greisen que é sobreposto à intrusão, skarn inicial e carbonato inalterado. 
A alteração de Greisen é caracterizada por altas atividades de flúor e pela presença de 
minerais como fluorita, topázio, turmalina, muscovita, grunerita, ilmenita e quartzo 
abundante. Em muitos casos, esta alteração do estágio de Greisen destrói completamente 
os estágios de alteração anteriores. De particular importância, a alteração do estilo greisen 
está ausente de todos os outros tipos de skarn. 
 
Existem várias características mineralógicas dos skarns de estanho que devem ser 
destacadas. Do ponto de vista da mineração, o mais importante é que o estanho pode ser 
incorporado em minerais de silicato, como granada, esfeno e idocrase, onde é 
economicamente irrecuperável. Dobson (1982) relata granada contendo até 6% de Sn em 
skarn em Lost River, Alaska. Assim, grandes depósitos como Moina na Tasmânia (Kwak 
e Askins, 1981), podem conter quantidades substanciais de estanho que não podem ser 
recuperadas com a tecnologia atual ou previsível. 
 
Extensa alteração retrógrada ou greisen dos primeiros minerais de skarn contendo estanho 
pode liberar este estanho e fazer com que ele precipite em minério de óxido ou 
sulfeto. Assim, os estágios de alteração destrutivos do skarn são particularmente 
importantes em depósitos de skarn de estanho. Como observado por Kwak (1987), os 
corpos de minério mais atraentes ocorrem nas porções distais de grandes distritos de 
skarn, onde ocorrem substituições maciças de sulfetoou óxido sem perda significativa de 
estanho em minerais de cálcio-silicato como granada. 
 
 Outros tipos de skarns 
Existem muitos outros tipos de skarn que historicamente foram extraídos ou explorados para uma 
variedade de metais e minerais industriais. Alguns dos mais interessantes incluem skarns 
enriquecidos com elementos de terras raras (por exemplo, Kato, 1989). Os REEs tendem a ser 
enriquecidos em fases minerais específicas, como granada, idocrase, epídoto e 
alanita. Vesuvianita e epidoto com até 20% de REE (Ce>La>Pr>Nd) foram encontrados em 
alguns skarns de ouro e zinco (Gemmel et al., 1992; Meinert, dados não publicados). 
Alguns skarns contêm concentrações econômicas de REEs e urânio (Kwak e Abeysinghe, 1987; 
Lentz, 1991). O depósito de skarn de Mary Kathleen em Queensland, Austrália, é incomum, pois 
REEs e minerais filhos de urânio em inclusões fluidas sugerem que esses elementos podem ser 
fortemente concentrados em fluidos hidrotermais de alta temperatura (Kwak e Abeysinghe, 
1987). Isso sugere que outros ambientes metassomáticos devem ser examinados para possíveis 
concentrações de REEs e urânio. 
A ocorrência de elementos do grupo de platina é relatado em alguns skarns (por 
exemplo, Knopf, 1942). Esses depósitos não foram bem documentados na literatura e a maioria 
parece representar metassomatismo de rochas ultramáficas (eg Yu, 1985). É difícil avaliar a 
abundância de PGEs em diferentes tipos de skarn porque os PGEs não foram analisados 
rotineiramente até recentemente. Considerações geoquímicas sugerem que os PGEs podem ser 
transportados em condições muito ácidas e oxidadas (Wood, 1989). No ambiente skarn tais 
condições podem ser alcançadas no estágio de alteração greisen dos skarns de estanho. Esta pode 
ser uma direção para futuras pesquisas e explorações. 
Outro tipo de skarn que tem recebido estudo recente está relacionado ao metassomatismo 
em ambientes metamórficos regionais (Mueller, 1988; Llotka e Nesbitt, 1989; Pan et al., 
1991). No cráton Yilgarn da Austrália Ocidental, as rochas vulcânicas arqueanas são cortadas por 
zonas de cisalhamento regionais que hospedam veios de quartzo-ouro com alteração típica de 
carbonato-sericita na maioria dos depósitos (Groves et al., 1988). Em alguns dos depósitos mais 
profundos, veios de ouro-quartzo mineralizados têm envelopes de alteração zonada de piroxênio 
cálcico e granada (Mueller, 1988). 
A alteração de Skarn é localmente massiva e mais bem desenvolvida em metabasalto rico em 
ferro, formação de ferro em faixas e komatiita. Com base em mapeamento detalhado do subsolo, 
equilíbrio mineral e tecidos estruturais, Mueller (1988) interpreta a alteração de skarn como 
metamorfismo pós-datado e relacionado a cúpulas de granito sincinemáticas. 
Na Província NGP Arqueano do norte do Canadá, a formação de ferro em faixas contém 
mineralização de ouro disseminada e controlada por veios associada a arsenopirita e pirita na 
Mina Lupin. 
O metamorfismo dessas rochas formou skarn piroxênico hedenbergítico juntamente 
com grunerita e granada. Llotka (1988) observa que o skarn hedenbergita é mais abundante na 
parte central cisalhada da mina Lupin e concluiu que os fluidos metassomáticos circulando ao 
longo da zona de cisalhamento foram responsáveis pela estabilização do piroxênio hedenbergita 
cálcico nas rochas hospedeiras ricas em ferro, mas pobres em cálcio. O skarn hedenbergita 
portador de arsenopirita em Lupin é muito semelhante em composição e textura a alguns dos 
skarns de ouro fanerozóicos reduzidos, como Hedley e Fortitude. 
 
 Zonação de depósitos de skarn 
Na maioria dos skarns existe um padrão de zonação geral de: 
 granada proximal, 
 piroxênio distal, 
 e idocrase (ou um piroxenoide, como wollastonita, bustamite ou rodonita) 
no contato entre skarn e mármore. Além disso, os minerais skarn individuais podem apresentar 
variações sistemáticas de cor ou composição dentro do padrão de zonação maior. 
Por exemplo, a granada proximal é comumente marrom-avermelhada escura, tornando-se marrom 
mais clara e finalmente verde-pálida perto da frente do mármore (por exemplo, Atkinson e 
Einaudi, 1978). A mudança na cor do piroxênio é menos pronunciada, mas normalmente reflete 
um aumento progressivo de ferro e/ou manganês em direção à frente do mármore (por exemplo, 
Harris e Einaudi, 1982). Para alguns sistemas skarn, esses padrões de zonação podem ser 
"esticados" por uma distância de vários quilômetros e podem fornecer um guia de exploração 
significativo (por exemplo, Meinert, 1987). Detalhes de mineralogia e zonação de skarn podem 
ser usados para construir modelos de exploração específicos de depósitos, bem como modelos 
mais gerais úteis no desenvolvimento de programas de exploração de base ou sínteses regionais. 
Modelos de zoneamento razoavelmente detalhados estão disponíveis para skarns de cobre, ouro 
e zinco. Outros modelos podem ser construídos a partir de depósitos individuais que foram bem 
estudados, como o Hedley Au skarn (Ettlinger, 1992; Ray et al., 1993) ou o Groundhog Zn skarn 
(Meinert, 1982). 
 
 Geoquímica de depósitos de skarn 
A formação de Skarn abrange quase toda a gama de ambientes potenciais de formação de 
minério. A maioria dos estudos geoquímicos de depósitos de skarn tem se concentrado no 
equilíbrio de fases minerais, inclusões de fluidos, investigações isotópicas de fontes e caminhos 
de fluidos e determinação de anomalias de exploração e níveis de fundo. Estudos de equilíbrio de 
fase experimental são essenciais para a compreensão de reações minerais individuais. Tais 
estudos podem ser estendidos usando dados termodinâmicos para incluir composições 
variáveis). Outra abordagem é usar um banco de dados termodinâmico autoconsistente para 
modelar soluções potenciais de formação de skarn (por exemplo, Flowers e Helgeson, 1983; 
Johnson e Norton, 1985; Ferry e Baumgartner, 1987). Fracionamento de elementos entre minerais 
(por exemplo, Ca:Mg em carbonato, Bowman et al., 1982; 
 
Os estudos de inclusão fluida de muitos tipos de depósitos de minério concentram-se 
em minerais como quartzo, carbonato e fluorita, que contêm inúmeras inclusões fluidas, são 
relativamente transparentes e estáveis em uma ampla faixa de TPX. No entanto, essa ampla faixa 
de TPX pode causar problemas na interpretação dos dados de inclusão de fluidos, porque esses 
minerais podem crescer e continuar a reter fluidos de eventos iniciais de alta temperatura até 
eventos tardios de baixa temperatura (Roedder, 1984). 
Em contraste, minerais skarn de alta temperatura, como forsterita, diopsídio, etc., provavelmente, 
não retêm fluidos de baixa temperatura posteriores (além da faixa de estabilidade do mineral 
hospedeiro) sem evidência visível de alteração. Assim, inclusões fluidas em minerais skarn 
fornecem uma oportunidade relativamente inequívoca para medir temperatura, pressão e 
composição de fluidos formadores de skarn. 
 
Grande parte da literatura de inclusão de fluido de skarn antes de meados da década de 
1980 foi resumida por Kwak (1986), especialmente estudos de depósitos de skarn Sn e W. Tais 
estudos têm sido muito úteis para documentar as altas temperaturas (>700°C) e altas salinidades 
(>50% em peso equivalente a NaCl e múltiplos minerais filhos) que ocorrem em muitos 
skarns. Todos os tipos de skarns resumidos em Meinert (1992) têm temperaturas de 
homogeneização de inclusões fluidas até e superiores a 700¡C, exceto para skarns de cobre e 
zinco, depósitos em que a maioria das inclusões fluidas está na faixa de 300-550¡C. 
 
Isso é consistente com as configurações geológicas relativamente rasas e distais inferidas, 
respectivamente, para esses dois tipos de skarn. 
 
As salinidades na maioria das inclusões fluidas do skarn são altas; minerais filhos 
documentados em minerais skarn incluem NaCl, KCl, CaCl2, FeCl2, CaCO3, CaF2, C, 
NaAlCO3(OH)2, Fe2O3, Fe3O4, AsFeS, CuFeS2 e ZnS (Tabela 2). Haynes e Kesler (1988) 
descrevem variações sistemáticas nas razões NaCl:KCl:CaCl2 em inclusõesfluidas de diferentes 
skarns refletindo diferenças na fonte de fluido e o grau de mistura de fluidos magmáticos, conatos 
e meteóricos. Em geral, os fluidos magmáticos têm KCl > CaCl2, enquanto os fluidos com alto 
teor de CaCl2 parecem ter interagido mais com rochas de parede sedimentar. 
As inclusões de fluidos podem fornecer evidências diretas do conteúdo de CO2 (líquido 
e gás), CH4, N2, H2S e outros gases em fluidos hidrotermais. Estudos de fases gasosas e líquidos 
imiscíveis em inclusões fluidas normalmente mostram uma dominância de CO2, uma variável 
crítica na estabilidade do mineral skarn. Embora nenhum estudo comparativo tenha sido feito, 
parece que CH4 é ligeiramente mais abundante que CO2 em sistemas reduzidos como skarns de 
tungstênio (Fonteilles et al., 1989; Gerstner et al., 1989), enquanto CO2 é mais abundante que 
CH4 em sistemas mais oxidados como skarns de cobre e zinco (Megaw et al., 1988). 
Estudos de inclusões fluidas em fases minerais específicas de skarn são particularmente 
úteis para documentar a evolução temporal e espacial de fluidos formadores de skarn e como essas 
mudanças se correlacionam com dados de composição, experimentais e termodinâmicos (por 
exemplo, Kwak e Tan, 1981; Meinert, 1987). 
As inclusões de fluidos também fornecem evidências diretas para a mudança de 
temperatura e salinidade na maioria dos sistemas de skarn entre eventos de skarn progressivos e 
retrógrado. Por exemplo, a maioria das inclusões fluidas de granada e piroxênio em skarns de 
ferro têm temperaturas de homogeneização de 370->700¡C e 300-690¡C, respectivamente, com 
salinidades de até 50% em peso. % equivalente de NaCl, enquanto os veios de epídoto retrógrado 
e de quartzo transversais têm temperaturas de homogeneização de 245-250¡C e 100-250¡C, 
respectivamente, com salinidades inferiores a 25% em peso. % equivalente de NaCl. 
Em skarns de ouro, as temperaturas de homogeneização de granada prograda e piroxênio são de 
até 730¡C e 695¡C, respectivamente, com salinidades de até 33% em peso. % equivalente de 
NaCl. Em contraste, escapolita, epídoto e actinolita desses skarns têm temperaturas de 
homogeneização de 320-400¡C, 255-320¡C e 320-350¡C, respectivamente. Em skarns de 
tungstênio, as temperaturas de homogeneização de granada prograda e piroxênio são de até 800¡C 
e 600¡C, respectivamente, com salinidades de até 52% em peso. % equivalente de NaCl. 
 
Em contraste, o anfibólio e o quartzo desses skarns têm temperaturas de homogeneização 
de 250-380¡C e 290-380¡C, respectivamente, com salinidades de 12-28 e 2,5-10,5 wt. % 
equivalente de NaCl (dados resumidos em Meinert, 1992). 
Investigações isotópicas, particularmente os isótopos estáveis de C, O, H e S, têm sido 
criticamente importantes na documentação dos múltiplos fluidos presentes na maioria dos grandes 
sistemas skarn (Shimazaki, 1988). 
O estudo pioneiro de Taylor e O'Neill (1977) demonstrou a importância das águas magmáticas e 
meteóricas na evolução dos skarns da Osgood Mountain W. Bowman et ai. (1985) demonstraram 
que em skarns W de alta temperatura, mesmo alguns dos minerais hidratados, como biotita e 
anfibólio, podem se formar em temperaturas relativamente altas a partir de água com um 
componente magmático significativo (ver também Marcke de Lummen, 1988). 
 
Especificamente, granada, piroxênio e quartzo associado dos depósitos de skarn 
resumidos em Meinert (1992) têm valores de ¶18O na faixa de +4 a +9 consistente com a 
derivação de águas magmáticas. 
Em contraste, os valores de 18O para calcita sedimentar, quartzo e águas meteóricas nesses 
depósitos são distintamente diferentes. Na maioria dos casos, há uma linha de mistura contínua 
entre os valores sedimentares originais de 18O e os valores calculados de 18O para fluidos 
hidrotermais magmáticos nas temperaturas de formação de skarn progressivo. 
 
Misturas semelhantes são indicadas por valores de ¶13C em calcita, variando de valores 
sedimentares típicos de ¶13C em calcário longe de skarn a valores magmáticos típicos em calcita 
intersticial a granada prograda e piroxênio (Brown et al., 1985). Minerais hidratados como biotita, 
anfibólio e epídoto de diferentes depósitos de skarn também apresentam valores de ¶18O e ¶D 
que variam de magmáticas a rochas sedimentares locais e águas meteóricas (Layne et al., 
1991). Novamente, a mistura de múltiplas fontes de fluido é indicada. 
Estudos isotópicos de enxofre em uma variedade de minerais de sulfeto (incluindo pirita, pirrotita, 
molibdenita, calcopirita, esfalerita, bornita, arsenopirita e galena) dos depósitos de skarn. indicam 
uma faixa muito estreita de valores de ¶34, consistente com a precipitação de fluidos 
magmáticos. Para alguns dos skarns de zinco mais distais, estudos isotópicos de enxofre indicam 
que os fluidos mineralizantes adquiriram parte de seu enxofre de rochas sedimentares (incluindo 
evaporitos) ao longo do caminho de fluxo do fluido (Megaw et al., 1988). 
Em geral, as investigações isotópicas estáveis são consistentes com os estudos de inclusão de 
fluidos e equilíbrios minerais que demonstram que a maioria dos grandes depósitos de skarn se 
formam a partir de diversos fluidos, incluindo salmouras precoces, de alta temperatura e altamente 
salinas diretamente relacionadas a sistemas de magma cristalizando (por exemplo, Auwera e 
Andre, 1988). Em muitos sistemas, os fluidos de maior salinidade coincidem com o pico de 
deposição de sulfeto. Além disso, pelo menos a mistura parcial com fluidos conatos ou meteóricos 
trocados é necessária para a maioria dos depósitos com os eventos de alteração mais recentes 
formados em grande parte por águas meteóricas diluídas. 
 
Embora os conteúdos de metal de skarn sejam bastante variáveis, concentrações anômalas de 
elementos pathfinder em zonas distais de skarn podem ser um importante guia de 
exploração. Estudos geoquímicos de depósitos individuais mostraram que halos de dispersão de 
metal podem ser zoneados de conjuntos de metais básicos proximais, através de zonas distais de 
metais preciosos, até concentrações de veios de Pb-Zn-Ag na franja (por exemplo, Theodore e 
Blake, 1975). 
Anomalias de 10s a 100s de ppm para metais individuais podem se estender por mais de 
1000 metros além das zonas skarn proximais. A comparação de assinaturas geoquímicas entre 
diferentes classes de skarn sugere que cada uma tem um conjunto característico de elementos 
anômalos e que os níveis de fundo para um elemento específico em um tipo de skarn podem ser 
altamente anômalos em outros skarns. Por exemplo, valores de Au, Te, Bi e As de 1, 10, 100 e 
500 ppm, respectivamente, não são incomuns para skarns de ouro, mas são raros ou ausentes para 
outros tipos de skarns (por exemplo, Meinert et al., 1990; Myers e Meinert, 1991). 
 
 Petrogênese e configurações tectônicas de depósitos de skarn 
A maioria dos grandes depósitos de skarn está diretamente relacionada à atividade ígnea e amplas 
correlações entre composição ígnea e tipo de skarn foram descritas por vários pesquisadores 
(Zharikov, 1970; Shimazaki, 1975,1980; Einaudi et al., 1981; Kwak e White, 1982; Meinert , 
1983; Newberry e Swanson, 1986; Newberry, 1987; 1990). 
 As médias de grandes quantidades de dados para cada tipo de skarn podem ser resumidas em 
uma variedade de diagramas de composição para mostrar as distinções entre as classes de 
skarn. Os skarns de estanho e molydenum normalmente estão associados a plutons fortemente 
diferenciados e com alto teor de sílica. No outro extremo do espectro, os skarns de ferro 
geralmente estão associados a plutons relativamente primitivos, ricos em ferro e com baixo teor 
de sílica. Tais diagramas são menos úteis para estudos detalhados, no entanto, devido à ampla 
gama de composições ígneas possíveis para um depósito de skarn individual e à dificuldade de 
isolar os efeitos do metassomatismo e alteração tardia. 
Outras características importantes incluem o estado de oxidação, tamanho, textura, 
profundidade de colocação e configuração tectônica deplútons individuais. Por exemplo, skarns 
de estanho estão quase exclusivamente associados a plútons reduzidos da série ilmenita que 
podem ser caracterizados como do tipo S ou anorogênicos. Esses plútons tendem a ocorrer em 
crátons estáveis nos quais a fusão parcial do material crustal pode ser instigada por rifting 
incipiente. Muitos skarns de ouro também estão associados a plútons reduzidos da série ilmenita. 
No entanto, os plútons de ouro skarn normalmente são corpos máficos com baixo teor de sílica 
que não poderiam ter se formado pela fusão de material crustal sedimentar. Em contraste, os 
plútons associados a skarns de cobre, particularmente depósitos de cobre pórfiro, são fortemente 
oxidados, portadores de magnetita, do tipo I e associados a arcos magmáticos relacionados à 
subducção. Esses plútons tendem a ser porfiríticos e localizados em níveis rasos na crosta 
terrestre. Os skarns de tungstênio, por outro lado, estão associados a plútons equigranulares 
relativamente grandes e de granulação grossa ou complexos batolíticos indicativos de um 
ambiente mais profundo. 
Uma classificação tectônica útil de depósitos de skarn deve agrupar os tipos de skarn que 
comumente ocorrem juntos e distinguir aqueles que normalmente ocorrem em ambientes 
tectônicos especializados 
. 
Por exemplo, depósitos de skarn cálcicos de Fe-Cu são praticamente o único tipo de skarn 
encontrado em terrenos de arco insular oceânico . 
Muitos desses skarns também são enriquecidos em Co, Ni, Cr e Au. 
Além disso, algumas economias skarns de ouro parecem ter se formado em bacias de arco 
posterior associadas a arcos vulcânicos oceânicos. 
Algumas das principais características que diferenciam esses skarns daqueles associados 
a magmas e crostas mais evoluídas são sua associação com plútons gabróicos e dioríticos, 
endoskarn abundante, metassomatismo de sódio generalizado e ausência de Sn e 
Pb. Coletivamente, essas características refletem a natureza primitiva e oceânica da crosta, rochas 
de parede e plútons. 
A grande maioria dos depósitos de skarn estão associados a arcos magmáticos 
relacionados à subducção sob a crosta continental . 
Os plútons variam em composição de diorito a granito, embora as diferenças entre os principais 
tipos de skarn de metais básicos pareçam refletir o ambiente geológico local (profundidade de 
formação, caminhos estruturais e fluidos) mais do que diferenças fundamentais de petrogênese 
(Nakano et al., 1990). Em contraste, skarns de ouro neste ambiente estão associados a plútons 
particularmente reduzidos que podem representar uma história petrológica restrita. 
A transição da subducção sob a crosta continental estável para a tectônica pós-subducção 
não é bem compreendida. O magmatismo associado a ângulos de subducção rasos pode ter mais 
interação crustal (Takahashi et al., 1980) e o afundamento da laje descendente pode resultar em 
rifting local. Durante esta fase, o arco magmático pode alargar-se ou migrar para o interior. 
Os plútons são de composição granítica e os skarns associados são ricos em Mo ou W-
Mo com menos Zn, Bi, Cu e F. Muitos desses skarns são melhor descritos como polimetálicos 
com Au e As localmente importantes. 
Alguns skarns não estão associados ao magmatismo relacionado à subducção . 
Esses skarns podem estar associados ao magmatismo do tipo S após um grande período de 
subducção ou podem estar associados ao rifting de crátons previamente estáveis. 
Os plutons são de composição granítica e comumente contêm muscovita primária e biotita, 
megacristais de quartzo cinza escuro, cavidades miarolíticas, alteração do tipo greisen e 
radioatividade anômala. 
Os skarns associados são ricos em estanho ou flúor, embora uma série de outros elementos 
estejam geralmente presentes e possam ter importância econômica. 
Este conjunto evoluído inclui W, Be, B, Li, Bi, Zn, Pb, U, F e REE. 
 
 
Depósitos de Skarns 
 
1. Apresentação geral: 
 Os depósitos de Skarn são um dos tipos de minérios mais abundantes na crosta terrestre e 
formam-se em rochas de quase todas as idades. O Skarn é um tipo de rocha relativamente simples 
definida por apresentar uma mineralogia geralmente dominada por minerais de silicatos de cálcio 
tais como granada e piroxênio. Embora a maioria dos skarns se encontrem em litologias contendo 
pelo menos alguns limestones, podem formar-se em quase qualquer tipo de rocha durante o 
metamorfismo regional ou de contato e a partir de uma variedade de processos metassomáticos 
envolvendo fluidos de origem magmática, metamórfica, meteórica e/ou marinha. Embora a 
maioria encontre-se adjacente aos plútons, também podem ocorrer ao longo de falhas e grandes 
zonas de cisalhamento, em sistemas geotermais pouco profundos, no fundo do mar e a 
profundidades mais baixas da crosta em terrenos metamórficos profundamente enterrados. 
Embora, nem um plúton nem um limestone são necessariamente necessários para formar os 
depósitos de skarn. A maioria dos depósitos de skarn são zonados, e o padrão geral é granada 
sendo mais proximal e piroxênio sendo mais distal, minerais como a wollastonita, vesuvianita, 
sulfetos maciços e/ou óxidos perto da frente de mármore. Reconhecimento de características de 
alteração distal, tais como branqueamento, estruturas de escape de fluidos e halos isotópicos 
podem ser criticamente importantes na exploração. Porque a maioria dos depósitos econômicos 
de skarn estão relacionados com magmatismo, detalhes da petrogênese ígnea e cenário tectónico 
formam um quadro para a exploração e classificação. 
Para os sete principais tipos depósitos de skarn (Fe, Au, Cu, Zn, W, Mo e Sn) existe uma 
correlação geral entre a composição de elementos principais e traços das ígneas e o tipo de skarn. 
Os plútons associados com Fe e Au skarns contêm significativamente mais MgO e menos K2O 
ou SiO2, os plútons de Au e Sn skarn são mais reduzidos e os plútons de Cu, Zn, e Mo skarn são 
mais oxidados do que a média dos plútons de skarn. Em termos de evolução geoquímica, existe 
um conjunto bastante linear de plútons relativamente primitivos calcários de Fe, passando por 
Au, Cu, Zn, até W, Mo, para relativamente evoluídos plútons de Sn skarn. Os plútons calcário de 
Fe skarn são metaluminosos, ricos em elementos compatíveis como Ni, V, e Sc, e têm Rb/Sr <1. 
Em relação aos plútons de Fe skarn, os plútons de Cu skarn têm Si, K, Ba, Sr, La, e Fe3+/Fe2+, e 
contêm significativamente menos Mg, Sc, Ni, Cr, e V. Os plútons de Au skarn são semelhantes 
aos plútons de Fe skarn na sua natureza metaluminosa e no seu conteúdo de Si, Mg, Cr, e Sc e 
são semelhantes aos plútons de Cu skarn no seu conteúdo Ni, V, e Y. Em geral, os plútons 
associados ao Sn, Mo, e W skarns têm uma assinatura crustal muito mais forte do que os plútons 
associados a outros tipos depósitos de skarn. 
As sete principais classes depósitos de skarn têm algumas diferenças distintivas: 
▪ Fe Skarns: 
Os skarns de Fe são minados devido suas concentrações de magnetita, embora pequenas 
quantidades de Cu, Co, Ni, e Au possam estar presentes. Endoskarn podem exceder exoskarn, 
incluindo albita generalizada, ortoclásio, e/ou escapolita que por vezes são de extensão regional. 
▪ Au Skarns: 
Os skarns de ouro abrangem uma gama de ambientes geológicos, mas a maioria dos 
depósitos são relativamente reduzidos, são extraídos unicamente pelo seu teor em ouro, e têm 
uma associação Au-Bi-Te-As ± Co geoquímica distinta. A maioria está associada a uma 
associação reduzida, plútons máficos e complexos de diques/ilhas com distais/recentes biotíticas 
± K-feldspato aureolas de hornfels; o piroxênio rico em Fe é um mineral característico. 
▪ Cu Skarns: 
Os skarns de cobre estão associados com granitoides do tipo – I, séries de magnetitas, 
calcário alcalino, plútons porfiríticos, muitos dos quais têm rochas vulcânicas cogenéticas, veios 
em stockwork, fraturas e brechas quebradiças e alteração hidrotermal intensa; características que 
indicam coletivamente um ambiente de formação relativamentepouco profundo. A mineralogia 
do skarn de cobre é dominada pela granada andraditica. 
▪ Zn Skarns: 
A maioria dos skarns de Zn ocorrem distalmente às rochas ígneas associadas e são 
extraídos predominantemente para Zn, embora Cu, Pb, e Ag possam ser economicamente 
importantes e podem ser distinguidos de outros tipos de skarn pela sua mineralogia rica em Mn e 
vitor
Marcador de texto
Fe. A maioria dos distritos de Zn skarn grada de mineralização ricas minérios pobres em minérios, 
veios e corpos maciços de sulfeto, que podem conter poucos ou nenhuns mineral de skarn. 
▪ W Skarns: 
 Os skarns de tungsténio estão associados a granulações grosseiras, geralmente sem 
alteração, a batólitos equigranulares (com diques de pegmatito e aplito) rodeados por grandes 
aureólas de alta temperatura e metamorfismo, a granada subcálcica é um mineral característico. 
▪ Mb Skarns 
Os skarns de molibdénio estão associados a granitos leucocráticos e normalmente contêm 
acessórios W, Cu, Zn, Pb, Bi, Sn e U; alguns são verdadeiramente polimetálicos em que vários 
metais precisam de ser recuperados em conjunto para que os depósitos sejam econômicos. O 
piroxênio hedenbergítico é o o mineral de silicato de calcário mais comum nos skarns de Mo e a 
wollastonita, anfibólio e fluorite podem ser abundantes. 
▪ Sn Skarns: 
Os skarns de estanho estão quase exclusivamente associados a granitos de alta sílica, 
normalmente gerados pela fusão da crosta continental, e têm um conjunto característico de 
elementos traços (Sn, F, B, Be, Li, W, Mo e Rb). Muitos depósitos de Sn skarn desenvolvem uma 
fase de greisificação, caracterizada por atividades de alto flúor e pela presença de minerais como 
a fluorita, topázio, turmalina e moscovita, que se sobrepõe aos plútons, skarn iniciais e rochas 
carbonáticas inalteradas. 
A maioria dos grandes depósitos de skarn registam uma transição de metamorfismo 
precoce/distal resultando em: Hornfels, reação skarn e Skarnóide, a um posterior/proximal 
metassomatismo, resultando em skarns de granulação relativamente grosseiras. 
As inclusões fluidas e evidências isotópicas indicam que o metassomatismo precoce é 
causado por altas temperaturas (≥500°C), de fluidos de alta salinidade (>50 wt % sais totais) de 
origem magmática, que normalmente são enriquecidos em Si, K, Na, Al, Fe, e Mg, e 
empobrecidos em Ca, 18O, e CO2 relativo aos protólitos. Os minerais filiais documentados em 
inclusões fluidas em minerais de skarn incluem NaCl, KCl, CaCl2, FeCl2, CaCO3, CaF2, C, 
NaAlCO3(OH)2, Fe2O3, Fe3O4, AsFeS, CuFeS2 e ZnS. 
Além disso, foram encontradas inclusões de derretimento em alguns minerais de skarn. 
Estes contêm complexos conjuntos minerais filiais e provas de fusão de cloreto e carbonato no 
momento da fusão do período de formação do skarn. As análises das inclusões fluidas de skarns, 
tanto dos líquidos como do vapor, mostram concentrações elevadas de K, Ca, Mn, Fe, Cl, Br, Cu, 
Pb, Zn, e As. 
Com o tempo, a alteração metassomática do skarn evolui para uma temperatura mais 
baixa (≤400°C), em geral hidratadas e ricas em sulfetos, designadas por alteração retrógrada. Esta 
alteração retrógrada é geralmente acompanhada de brechamentos e é causada pelo influxo de um 
fluido frio (refrigerante) e de salinidade mais baixa (≤20 wt % total sais) e ainda sim de origem 
magmática. 
Uma diferença importante entre a alteração progressiva e a alteração retrógrada é 
considerada como sendo o momento e a extensão da separação de fases dos fluidos hidrotermais. 
 
OBS: DEPÓSITOS DO TIPO SKARN SÃO EPIGENÉTICOS (SUBSTITUIÇÃO 
METASSOMÁTICA) E SÃO LITOLOGICAMENTE CONTROLADOS. AS 
MINERALIZAÇÕES DESSES DEPÓSITOS SÃO W, SN, MO, CU, FE, PB-ZN E AU. 
2. Introdução 
Os depósitos de Skarn ocorrem em toda uma vasta gama de ambientes geológicos desde o 
Pré-Cambriano até ao final da Idade Terciária. A maioria dos depósitos de importância econômica 
são relativamente jovens e, no entanto, estão relacionados com a atividade hidrotermal magmática 
associada com plutonismo de dioritos para granitos em cinturões orogênicos. A característica que 
distingue os depósitos de skarn de outros tipos de depósitos minerais é a ganga, que apresenta 
uma granulação grosseira, geralmente rica em ferro, mistura de silicatos de Ca-Mg-Fe-A1, 
formados por processos metassomáticos a um nível relativamente elevado temperatura e assim é 
o chamado skarn. 
Os skarns são encontrados em litologias contendo pelo menos algum calcário, podem formar-
se em quase qualquer tipo de rocha, incluindo xisto, arenito, granito, formação ferrífera bandada 
(BIF’S), basalto e komatiito. A principal rocha hospedeira dos skarns são carbonáticas e rochas 
silicáticas ricas em Ca (margas, dolarenito etc.). 
Os skarns podem formar-se durante o metamorfismo regional (de contato) e de uma variedade 
de processos metassomáticos envolvendo fluidos de origem magmática, metamórfica, meteórica 
e/ou marinha. 
Embora a maioria deles seja encontrada adjacente aos plútons, também podem ocorrer ao 
longo de falhas e grandes zonas de cisalhamento, em sistemas geotermais pouco profundos, no 
fundo do mar e a profundidades mais baixas da crosta em terrenos metamórficos profundamente 
enterrados. Para além desta variabilidade geológica, foram extraídos skarns com uma variedade 
de metais, incluindo Fe, W, Cu, Pb, Zn, Mo, Ag, Au, U, elementos terras raras (REE), F, B e Sn. 
A mineração de depósitos de skarn data pelo menos 4.000 anos e as provas da mineração de skarns 
podem ser encontradas nos antigos Impérios chinês, grego e romano. 
Existem diversos tipos de Skarn e é importante saber que independente de qual tipo que se 
está tratando, a composição e a textura do protólito ao qual deu origem ao skarn irá controlar a 
composição e textura do skarn resultante. Os que são ditos economicamente importantes são 
resultados de uma transferência metassomática enorme, na qual a composição dos fluidos e as 
vias de infiltração irão controlar a mineralização e a mineralogia do minério. 
a) Evolução temporal e espacial 
Como foi reconhecido pelos primeiros investigadores do skarn, a formação de um depósito 
de skarn é um processo dinâmico. Na maioria dos grandes depósitos de skarn existe uma transição 
do metamorfismo precoce e do metamorfismo distal resultando em hornfels, skarn de reacção e 
skarnoides. para o metassomatismo posterior/proximal, resultando em grãos de minério 
relativamente grosseiros tem-se o skarn. Devido aos fortes gradientes de temperatura e aos 
grandes fluidos, células de circulação são causadas pela intrusão de um magma, o metamorfismo 
de contato pode ser consideravelmente mais complexo do que o simples modelo de recristalização 
isoquímica normalmente invocado para o metamorfismo regional. 
A figura ilustra a sequência geral do desenvolvimento do skarn para tais sistemas relacionados 
com o plúton. O grau de que uma determinada fase é desenvolvida num skarn específico depende 
do ambiente geológico local de formação. 
 
Por exemplo, o metamorfismo será provavelmente mais extenso e de grau superior em torno 
de um skarn formado a relativamente grandes profundidades da crosta do que os de mais baixa 
profundidades, formados em condições menos profundas (Fig. 3C). Inversamente, alteração 
retrógrada durante o resfriamento e evolução dos fluidos, talvez através da separação de fases, 
será mais intenso num skarn formado a profundidades relativamente rasos na crosta terrestre em 
comparação com um formado em maior profundidades (Fig. 3D). Nos skarns mais profundos, 
rochas carbonatadas podem deformar-se de uma forma dúctil em vez de ser por fragilidade e 
fraturar. Estas diferenças no estilo estrutural irão, por sua vez, afetar o tamanho e a morfologia do 
depósito de skarn. Assim, a composição da rocha-mãe, a profundidade de formação, e o cenário 
estrutural serão os causadores das variações em relação aos tipos de skarn associados ao plúton 
idealizado modelo da figura 3. 
 
b) Tipos de Skarn, Hornfels e SkarnoidesOs depósitos de Skarn são vistos associados com rochas cálcio silicáticas de diversas texturas, 
composições e origens variadas. Esses depósitos são comumente formados em complexos 
misturados a rochas encaixantes (são elas as rochas carbonáticas, folhelhos, rochas ígneas 
vulcânicas e plutônicas). Sua mineralogia é controlada pela composição da intrusiva ou pela 
composição da sequência carbonática/sedimentar (ou seja, pela composição da rocha encaixante), 
além de ser produto do metamorfismo de contato e do metassomatismo). A assembleia cálcio-
silicática é Grt rica em Ca - Grossulária, pyx, amph e epd. 
 Além disso, também tem as rochas cálcio-silicáticas conhecidas como hornfels, de 
granulação fina e relativamente homogêneas, formadas por processos isoquímicos/metamorfismo 
(de contato - reação de devolatilização), sendo na real formadas pelo metamorfismo de carbonatos 
impuros. O termo Hornfels também vem sendo utilizado para a descrição de rochas silicáticas 
aluminosas de granulação fica metassomaticamente alteradas, como as de Cantung. 
Em contra-mão, existem corpos disseminados de cálcio silicáticas, carbonatos puros, 
formadas pela infiltração e pela difusão de fluidos metassomáticos ricos em elementos exóticos, 
ao qual são chamados de skarns. 
A hornfels cálcio-silicática e o skarn podem se distinguir pela morfologia, tamanho dos grãos, 
composição e configurações geológicas. Os Skarns apresentam ZONAMENTO 
METASSOMÁTICO. Portanto, esse critério pode ser dificultado caso em algum dos dois casos 
ocorra a intercalação de lamitos, cherts e limonitas. 
Pode acontecer das duas rochas, a hornfels e o skarn trocarem componentes e assim ocorre 
uma reação no skarn chamada de difusão bi-metassomática ou bandamento cálcio-silicático, 
nesses casos são formados skarns de reação. 
Finalmente o termo Skarnoide é utilizado para se referir a rocha tipo skarn de origens incertas 
ou complexas, geralmente envolvendo alteração metassomática de carbonatos impuros, fusão do 
skarn com a hornfels ou uma reação do skarn, ou por uma homogeneização em larga escala do 
skarn. 
Os Skarns podem ser classificados a partir do tipo de rocha que eles substituem: Os termos 
exoskarn e endoskarn eram originalmente aplicados a substituições de carbonatos e de rochas 
intrusivas, respectivamente, em zonas de contato onde presumiu-se que a rocha intrusiva era 
geneticamente relacionada com os skarn – formação de fluidos . Alguns autores defenderam a 
aplicação do termo endoskarn a depósitos de skarn formados em qualquer rocha aluminosa, 
incluindo o xisto e rochas vulcânicas, enquanto outros aplicaram o termo skarn silicático para tais 
substituições metassomáticas. 
▪ Endoskarns – PROTÓLITO DE ORIGEM ÍGNEA 
Os Endoskarn são espalhados por distritos onde os fluidos metassomáticos são derivados do 
contato com folhelhos limonitizados, rochas vulcânicas limonitizadas ou diques limonitizados 
como condutos e onde são extensivamente fraturados e consequentemente muito permeáveis. 
Os Endoskarns são formados onde plútons são menos fraturados e a circulação de fluidos é mais 
restrita, formados próximas de zonas de contato imediato com a intrusão. Finalmente, há casos 
em que os Skarn são desenvolvidos perto ou acima das cúpulas plutônicas, como na maioria dos 
skarns relacionados ao depósito de Cu do tipo pórfiro plútons e em Sn Skarns. Endoskarn são 
favorecidos naquelas áreas em que o fluxo fluido é dominante dentro de plútons (preferivelmente 
em profundidade) ou sobre os contatos com rochas carbonáticas, onde os fluidos metassomáticos 
são dominantes acima e fora do plúton. O processo de infiltração é o principal processo 
metassomático envolvido (difusão nem tanto aqui). Endoskarns apresentam padrões de minerais 
zonados que são dominantes, refletindo progressivamente na adição de cálcio ao protólito. Sob 
redução relativa das condições de zoneamento em relação à limonita (ou em relação a fissuras 
com falta de limonita) consiste na sequência bt - anf - pyx - (grt). Qualquer k-felds geralmente 
desaparece com a bt e o plg permanece como uma fase importante, com exceção nos raros casos 
onde a grt se torna dominante, com assembléia diagnóstica pyx-plg, sendo típica de W skarns e 
de Cu skarns e é descrito como um problema em dioritos, qtz monzanitos e hornfels pelíticos em 
Pine Creek. 
Em condições relativamente oxidantes, epidoto-qtz é favorecido em relação a pyx-plg e a grt 
tende a ser mais abundante. Comuns nos casos de Cu e Pb-Zn Skarns. Além disso, está ilustrado 
isso em endoskarns em doloritas e EM ÁRDOSIAS no dep de Nakatatsu e no qtz monzanito em 
YEONHWA II. 
▪ Exoskarn – PROTÓLITO DE ORIGEM SEDIMENTAR 
A classificação dos exoskarn pode ser feita com base na mineralogia dominante, o que na maioria 
dos casos reflete a composição da rocha carbonatada substituída. O Skarn Magnesiano contém 
componentes importantes: como os silicatos de Mg, tais como forsterita ou o seu produto de 
alteração serpentina, normalmente associada a dioptina, calcita e espinélio. Embora a maioria dos 
skarns magnesianos formado em dolomite, alguns, como o Yerington skarns, formados após 
dolomitização hidrotérmica de limestones. Exceto para uma parte do Yerington skarns, todos os 
depósitos descritos nesta edição são calcários skarns, contendo um componente importante de Ca 
ou Ca-Fe silicatos tais como granada, piroxenóides ou idoerase. Embora a maioria dos skarns 
calcários substituam o calcário, alguns, tais como o skarn na mina de Mason Valley (Einaudi, 
1977) e em Costabonne (Guy, 1980), substituiu o magnesita. 
EXOSKARN CÁLCICO 
A maior parte dos depósitos de skarn econômicos do mundo ocorre em exoskarns calcários, e 
estes são os principais tipos descritos nesta edição. Granada e piroxênio são os minerais 
dominantes no exoskarn cálcico e representam os primeiros produtos da reação água-rocha. 
O zoneamento durante as fases iniciais consiste mais comummente em granada --, piroxênio --, 
(wollastonita) --, mármore. Muitos skarns de estanho e tungsténio apresentam um teor 
invulgarmente elevado de alumínio, caso em que idocrase ocorre em adição ou em substituição 
do piroxênio ou wollastonita (por exemplo, Pine Creek, Mactung, Lost River). 
Muitos skarns Zn-Pb são invulgarmente ricos em Mn, nos quais a bustamite ou rodonite ocorre 
no lugar da wollastonita (por exemplo, Nakatatsu, Yeonhwa-Ulchin). 
As composições de granadas e piroxênios em exoskarns calcários estão resumidas nas Figuras 2 
e 8, com a maior parte das análises retiradas de papéis no presente número. Os piroxênios 
apresentam um aumento no conteúdo de Mn com uma relação Fe/Mg crescente. 
 As granadas apresentam uma vasta gama de composição, mas a maioria é sólida 
em grossulária -andradita soluções contendo menos de 15 mole por cento de espessartina + 
almandina.