Perguntas e respostas Geologia Econômica I

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Perguntas e respostas Geologia Econômica I
Kimberlitos e Lamproítos - O que são? Quais os tipos de mineralizações associadas? Quais os ambientes geológicos onde se formam e época metalogenética das ocorrências mundiais mais importantes?
R: 
Definição de Kimberlitos e Mineralização associada
A definição de Kimberlito baseia-se na composição mineralógica e química da rocha como um todo; Kimberlitos são Rochas ultrabásicas ricas em potássio e em voláteis, petrograficamente complexas que contém suas fases de cristalização (do líquido magmático e de fragmentos policristalinos/ cristais derivados dos vários tipos de xenólito que foram associados), possui textura inequigranular porfirítica, por conta da existência de xenólitos, xenocristais e fenocristais de alta pressão em sua composição total. A mineralogia esperada de um Kimberlito é de: Olivina Forsteritica (Podendo alterar-se para Serpentina), Flogopita(podendo alterar para Vermiculita ou Magnetita), Ilmenita (encapsulada por Perovskita), Granadas Piropo(rica em Mg e Cr), Diopsídios ricos em Cr, Enstatita, Apatita, Espinélio,massa de grãos moídos de Serpentina e Calcita e Xenólitos variados, de rochas metamórficas ou mantélicas e possivelmente Diamantes. A associação de diamantes à Kimberlitos, embora seja considerada comum, não é uma via de regra.
Além desta definição geral de Kimberlitos, também há a divisão entre Kimberlitos do tipo 1 e 2, sendo a diferença baseada em fatores mineralógicos, sendo: Kimberlito Basáltico (tipo 1): Kimberlitos de rochas ultramáficas potássicas ricas em CO2 onde a Olivina Fosterítica, Ilmenita e Piropo rica em Cromo dominam a mineralogia.
Kimberlito Micáceo (Tipo 2): Componentes micáceos e Flogopita ou Tetraferriflogopita são os principais minerais, em conjunto com Diopsídios, espinélios(cromatados-magnesianos), Apatitas (ricas em estrôncio), Perovskitas, Carbonatos e Serpentina; Resumidamente, a groundmass domina a mineralogia da rocha. (AGI Glossary of Geology).
A química geral dos Kimberlitos se assemelha bastante à esperada de uma rocha ultramáfica, marcada pela baixíssima porcentagem de SíO2, podendo chegar a menos de 25%.
Ocorrência de Kimberlitos e principais eventos de formação
Kimberlitos ocorrem com três fácies principais: A fácies de Cratera refere-se a porção de rochas piroclásticas provenientes da erupção de caráter explosivo, que ficam na região proximal da Cratera vulcânica, formando um anel de rocha piroclástica do tipo Tufa(que infelizmente só se preserva raramente). A presença de rochas Epiclásticas também ocorre, devido ao avanço do intemperismo e retrabalhamento do depósito piroclástico proveniente da erupção Kimberlítica.
A fácies Diatremas (também chamados de Pipes/Canos) que ocorrem em profundidade, podem ocorrer como um grande amalgamado ou ao longo de zonas extensas, contudo ambas ocorrências possuem baixa extensão lateral. podendo chegar de metros a até alguns hectares que possuem formas diferenciadas conhecidas na geologia pelo formato cônico(fig.2) e pela presença de material brechado. A ocorrência de diques podem ocorrer tanto singularmente ou como enxames, podendo representar diversas fases de injeção de magmas. Os diques regularmente são estreitos, mas persistentes ao longo do registro estratigráfico. Sills de Kimberlitos são mais raros que diatremas por conta do nível de erosão presente precisa coincidir com a injeção destes corpos magmáticos. As três ocorrências não são exclusivas e podem ocorrer simultaneamente. A fácies Diatrema é marcada pela presença de Xenólitos de vários níveis crustais agregados durante a ascensão do corpo magmático.Por fim, a fácies Hipoabissal, que é formada pela cristalização de magma kimberlítico em profundidade, e possuem uma aparência próxima à rochas plutônicas e possuem grandes quantidades de Calcita e aparições de megacristais.
Atualmente existem 3 teorias: Os Kimberlitos são formados, normalmente, em ambientes intracratônicos cinturões de dobramento em regiões que circundam crátons, estes não possuem registros de intrusões durante seus ciclos orogênicos e são, caracteristicamente não diamantíferos. São produtos da fusão parcial da zona de transição mantélica, ocorrendo em regiões onde o magmatismo é normalmente bem limitado, e sobem estáveis, produtos de um magmatismo anorogênico, normalmente em fraturas muito profundas que seguem até as regiões mais profundas do embasamento. Vale ressaltar que, embora a ocorrência de Kimberlitos também seja registrada em com uma velocidade alta, marcada pela estabilidade de diamantes que são transportados pelos Kimberlitos.
A idade da ocorrência de Kimberlitos é bastante extensa ao longo do tempo geológico, relacionada a eventos epirogênicos e demonstram diversas idades. Embora diversos eventos sejam em crátons estáveis pré-cambrianos, as ocorrências mais importantes estão ligadas a eventos Proterozóicos, Devoniano Paleozóicos - Mesozóicos e Cretáceos em eventos associados a LIPS (Large Igneous Provinces), de Intrusões de plumas mantélicas no Rodínia, o rifteamento do Gondwana e os eventos Superchron N e R; a ocorrência de diversos destes eventos são uma prova de que a fragmentação continental não é um pré requisito para o transporte de diamantes, e pode ocorrer durante rifteamento intermitente que fazem parte da consolidação de supercontinentes.
Um destes eventos de suma importância de Kimberlitos diamantíferos ocorreu no Proterozóico médio, registrado na África do Sul como Kimberlito Premier, que, após o reconhecimento do depósito Lamproíto de Argyle, tornou-se um indicativo de Vulcanismo global, que levou a descobertas de diamantes em diversas localidades, como: África, Austrália, Brasil, Índia, Sibéria e Groenlândia. A ocorrência destes eventos é relacionada a consolidação do Rodínia (1,1-1,0 Ga) e é seguido do evento de quebra (825-740 Ma). Com a realização de uma análise sucinta dos eventos magmáticos do Rodínia em conjunto com interpretações da fonte de anomalia térmica, é possível correlacionar com os eventos mais recentes (~100Ma), embora seja necessário um melhor estudo paleomagnético, a janela de estudos possíveis de se realizarem é ampla e auxilia o entendimento e previsão de possíveis eventos magmáticos futuros.
Os modelos de prospecção de Kimberlitos são voltados mais pela dificuldade de encontrar pipes Kimberlíticos na superfície e necessita-se de um treinamento especializado em técnicas geoquímicas e geofísicas, análises de imagens de satélite ou fotogrametria aérea, cintilometria e separação de minerais pesados em frações micro/finas de diversos minerais como piropo vermelho-amarronzado, cromo piropo roxo-avermelhado e cromo diopsídio (provenientes do manto lherzolítico depletado), Ilmenita (arredondada com alteração perovskita), cromita, enstatita ou olivina.
Definição de Lamproítos e Mineralização associada: Lamproítos são rochas potássicas que possuem uma origem similar à dos Kimberlitos: Diatremas emanados de grande profundidade contudo com a diferença primária de que carregam Leucita, e acabam por incluir incluem os grupos dos Olivina Lamproítos, Olivina-Diopsídio Lamproítos e Leucita Lamproítos que contém Flogopita, Sanidina, Diopsídio e Richterita potássica, e como minerais acessórios podemos encontrar enstatita, priderita, apatita, wadeíta, cromita, ilmenita e perovskita. Os Lamproítos podem ir de ultrabásicos(20–29% MgO) a básicos (5% MgO) e são derivados de peridotito mantélico depletado (empobrecidos em granada e clinopiroxênios). A diferenciação entre Kimberlitos do tipo II e Lamproítos é complicada, embora seja muito mais escassa a ocorrência de Lamproito.
Ocorrência de Lamproítos e principais eventos de formação: Os lamproítos tem uma tendência a ocorrer às margens de crátons (a diferença primordial entre Kimberlitos e Lamproítos), especificamente Arqueanos, e foram encontrados em diversos locais do mundo: Espanha, Corsica, Zâmbia, Oeste da África, Índia, Ilha Gaussberg na Antártica, Brasil e no Arkansas em Prairie Creek que foi identificado erroneamente como um Kimberlito. EncontrarLamproítos é um trabalho bem mais complicado, pois diferentemente dos Kimberlitos, não possuem uma cobertura mineral na superfície bem definida, portanto, diversos métodos de análise acabam sendo invalidados, necessitando-se de pesquisas extensas e específicas para encontrá-los.
Quais os tipos de minério associados a pegmatitos e greisens? Descreva o ambiente tectônico onde ocorrem e os detalhes da formação destas rochas e dos minérios associados incluindo possíveis calcificações e famílias. Por que estes depósitos são importantes do ponto de vista econômico? E do ponto de vista social?
R:
Pegmatitos são rochas de granulação grossa, com cristais que em grande parte das vezes possuem mais de 3 cm de tamanho. Costumam ter composições variadas, podendo ser gabroicas, dioríticas, porém, as granítidas tendem a serem as mais comuns. Os pegmatitos possuem em sua composição, minerais diferentes das rochas encaixantes, podendo ter valor gemológico, por possuírem em sua composição, minerais como esmeraldas, turmalinas, berilos, podem ter valor industrial, pelos grandes cristais de feldspato e quartzo que podem ser explorados e até mesmo pelo valor econômico, por haver a possibilidade de se extrair lítio, urânio e entre outros elementos químicos.
Pegmatitos possuem sentido textural (Jahns, 1995 apud Paludo, 2018). De acordo com este autor, são rochas holocristalinas que se diferenciam e outras ígneas devido ao tamanho de seus grãos.
Considerando a gênese de pegmatitos segundo Jahns (1995), se desenvolvem por fusões residuais devido ao encontro de fluídos com sílica em sua composição e vapor de água, que se encontram simultaneamente e se dissolvem. Essa interação ocorre exatamente no ponto de saturação da água e é exatamente o que diferencia na textura, gerando cristais com tamanhos consideráveis, quando relacionados a outros tipos de rochas.
Há controvérsias se tratando da fase gasosa na coexistência com líquidos silicáticos presentes na sua gênese. Devido à ciência ser um oceano de possibilidades e inferências, há autores que consideram que esse vapor hidratado não seja de fato essencial para a gênese de pegmatitos. É o caso de London (2005).
De acordo com London (2018), são 3 as características que definem pegmatitos: o tamanho dos grãos, uma abundancia de cristais com hábitos fortemente direcionados e um zoneamento espacial proeminente de associações minerais. Segundo ele, não há características mais marcantes para se definir pegmatitos. Neste contexto, são comuns surgirem em forma de veios, em enxames de diques, por exemplo, e se cristalizarem em planos de falhas
Sobre a classificação de pegmatitos, é utilizada a proposta por Cerný (1991). O autor em questão observa alguns aspectos, como profundidade (fatores de temperatura e pressão) e composição de elementos típicos para classificá-los. (Tabela 1). As categorias são Abissal, que categoriza ambientes de alto grau metamórfico com pressão variando entre 4 e 8kbar, Muscovita, médio a alto grau e pressões altas, Elementos raros com média pressão e temperatura e Miarolítico classificada como raso. Nesse mesmo contexto, o autor propõe que a assinatura dos elementos traços se difere em duas categorias diferentes, nas quais as separam em duas famílias: LCT (Li- Cs-Ta) e NYF (Ni-Y-F).
LCT é uma família definida de pegmatitos relacionada à granítos tipo S, originários principalmente de folhelhos marinhos. Além de Lítio, césio e tântalo, a família contém também Berilo, Rubídio, Nióbio, Gálio, Estanho, Boro, Fósforo e Fluor. ETEs costumam ser incomuns nessa família devido a possuírem em suas composições altos teores de sílica e liquidos peraluminosos. A mica dominante neste tipo de pegmatito é a muscovita. Cerný (1991) menciona que granitos tipo I não costumam gerar pegmatitos, salvo casos que possui algum desses elementos em suas composições.
NYF é a segunda família proposta por Cerný (1991). Ela esta diretamente relacionada as grandes proporções de Fluor, Nióbio e Ítrio. Neste tipo de pegmatito, a mica biotita é a mais comum, ao contrario de quando se trata em LCT. Pegmatitos dessa família podem ser associados também a granitos tipo I, devido a possuir uma abundância de topázios e fluorita em sua composição.
Quando relacionando idades radiogênicas, é possível inferir que os dois tipos de pegmatitos podem ocorrer juntos, e terem sido geneticamente formados entre o Arqueano e o Neógeno, sendo mais plausível no Proterozóico, em torno de 1 bilhão de anos atrás na orogenia Greenville onde se localizava a Laurentia.
Os pegmatitos por terem características únicas são atrativos para a economia global, e conseqüentemente para a sociedade. Grandes cristais de quartzo e feldspato são usados na indústria eletrônica, na indústria de produção de vidros e até mesmo cerâmica, o ultimo bem característico como bem artesanal produzido por populações que habitam regiões distantes de grandes centros urbanos.
Elementos incomuns também são encontrados, como mencionados anteriormente, Tântalo, lítio, césio entre outros. São utilizados principalmente como fontes de baterias para indústria elétrica e eletrônica
Além disso, devido às composições químicas variadas, formam minerais com alto valor gemológico, como berilos, turmalinas, topázios, grandes cristais de quartzo com colorações variadas, azulados, rosas e estes são lapidados e viram jóias com valores altíssimos. Tendem a serem explorados e vendidos em forma de colares, anéis e todos os mais tipos de jóias que se podem ver, adquiridos principalmente pelas classes mais altas da sociedade.
Assim, é possível observar que pegmatitos são depósitos importantes no atual mundo globalizado, e possuem seus devidos créditos em todas as parcelas sociais, desde populações distantes das grandes cidades, que utilizam para produção de cerâmica, artes locais e utensílios turísticos, como no setor elétrico e eletrônico, bem utilizado por toda sociedade e presente também na forma de gema nas altas parcelas sociais.Com processo genético parecido com Pegmatitos, Greisens são produtos de uma transformação magmática de alta temperatura, que recebe influencia de soluções residuais ácidas com voláteis em sua composição e alto teor de sílica. Essa transformação é chamada de greisenização, e é um processo que gera alteração metassomática pós magmática.
Neste processo, diversos elementos são formados, tais quais como em pegmatitos: bismuto, nióbio, estanho, tungstênio, molibdênio entre outros. Essas transformações ocorrem em altas temperaturas (500ºC a 800ºC), ou seja, processos metamórficos de alto grau. Esses elementos fazem parte do processo de “greinsenização” e nisso há substituição de minerais da rocha encaixante por quartzo, turmalina, topázio e outros minerais de grande valor econômico.
Greisens ocorrem em rochas já formadas, que, em contato com diques, como pegmatitos, por exemplo, iniciam sua substituição mineralógica devido às altas temperaturas e elementos químicos carreados nos fluidos. Essa transformação ocorre por metamorfismo de contato, tais como hornfels, que ocorrem a baixa pressão e altas temperaturas.
Nesse contexto, greisens são então rochas metassomáticas, formadas principalmente por quartzo e mica e em suas composições mineralógicas. No contato com veios quentes intrusivos e com fluidos com elementos químicos variados, podem alterar a composição original da rocha encaixante por substituição e gerar minerais tais como feldspatos, turmalinas, fluoritas. Também podem ocorrer a presença de wolframita, cassiterita, zircão, pirita, monazita, molibidenita, galena e outros. Esses fluidos são em grande parte compostos por magmas graníticos, que possuem soluções hidrotermais ricas em água, cloro e flúor em suas composições.
Grande parte dos greisens ocorre em fases inicias de rifteamento, onde há relação com magmatismos alcalinos anorogênicos, formação de falhas e percalação de fluidos que formam veios e pegmatitos, alterando as composições por metamorfismo de contato na rocha encaixante.
A presença de estanho e sulfetos metais base é muitocomum em greisens também. A importância econômica de greisens se atribui praticamente a mesma de pegmatitos. Possuem elementos químicos incomuns a outras rochas ígneas ou metamorfizadas e estas realizam substituições e alterações que geram minérios com alto valor econômico.
Em ambos os depósitos, tanto em greisens quanto em pegmatitos, podem ocorrer à presença de elementos ou minerais em pequenas quantidades. Nesse contexto, é atestado apenas como ocorrência mineral, quando o sistema é classificado como economicamente inviável. Grande parte das informações relacionadas a Greisens foram obtidas através do estudo realizado por Shcherba (1970).
Tabela 1: Classificação de pegmatitos segundo Cerný (1991) traduzida por PALUDO (2018).
O que são depósitos minerais formados em sistemas endomagmáticos fechados e abertos? Quais os tipos de minérios e rochas associadas? Descreva todo o espectro de evolução geoquímica destes sistemas e dê exemplos mundiais deste tipo de depósito incluindo sua idade de formação. Cite os principais minerais de minério.
R: 
Os depósitos minerais formados em sistemas endomagmáticos são os depósitos que foram originados a partir de magmas de séries primárias ou diferenciados formados em zonas que ocorrem anomalias térmicas ou quedas de pressão ocorridas ao nível do manto e da astenosfera, gerando câmaras magmáticas que podem possuir sistema fechado (endógeno) ou aberto (com influência externa). Os corpos mineralizados geralmente possuem formato acamadado, lenticular ou possuem a forma da intrusão que deu origem ao depósito, com algumas exceções. Os minérios deste tipo de depósito são característicos por ser o próprio magma ou fases minerais segregadas diretamente dos magmas primários, formados dentro das câmaras magmáticas.
A composição dos magmas primários varia de acordo com a composição das rochas que sofreram a fusão, pressão e do quanto foi fundido do material. São predominantes os magmas basálticos toleíticos formados em regiões de margem de placas oceânicas ou cálcio-alcalinas formados em margens continentais ativas ou de arcos de ilhas. Já em ambientes intraplaca, os magmas primários possuem composição das séries alcalinas. Além desses, há também a série komatiítica, que geralmente está associado a greenstone belts arqueanos ou paleoproterozóicos. São conhecidas também as séries dos basaltos aluminosos e transicionais, séries shoshoníticas, carbonatíticas e kimberlíticas, sendo essas últimos dois possuindo uma grande importância econômica. Estes magmas primários podem permanecer concentrados na mesma câmara onde foram gerados ou podem se deslocar, muitas vezes até níveis crustais ou mesmo até a superfície, podendo alterar sua composição original devido à mudança de temperatura, pressão e pela assimilação das rochas encaixantes na crosta, gerando um magma diferenciado.
Os principais minerais de minérios dos depósitos endomagmáticos são óxidos (cromita, magnetita, ilmenita, hematita, pirocloro) e carbonatos (sinchisita-bastnaesita). Os magmas básicos e ultrabásicos geralmente são empobrecidos em enxofre, o que impossibilita na formação de grandes quantidades de sulfetos, sendo dependente de uma fonte externa para que haja o processo de assimilação, trazendo o enxofre para o magma e possibilitando a formação de grandes depósitos sulfetados de níquel (pentlandita), cobre (calcopirita) e elementos do grupo da platina (EGP).
Os depósitos endomagmáticos podem ser separados em dois subsistemas que são diferenciados pela influência externa na câmara magmática, que são os subsistemas endógeno (fechado) e endógeno aberto. O subsistema endógeno pode ser plutônico (maior ocorrência e maior importância econômica) ou vulcânico, caracterizado por se formar dentro da câmara magmática sem influência externa. Os sistemas plutônicos são representados pelos complexos máfico-ultramáficos acamadados.
Na parte plutônica temos depósitos de cromita e magnetita, que são depósitos acamadados de grande extensão lateral localizados nas partes diferenciadas ultrabásicas, peridotíticas e piroxeníticas, alojados na base da câmara magmática. As cromitas são mais encontradas também em camadas monominerálicas, promovidas pelo modelo de formação do tipo pluma em câmaras magmáticas a partir da contaminação de magmas basálticos, que pode suprimir a cristalização de olivina, fazendo com que cromita seja a única fase a cristalizar por um período de tempo (IRVINE, 1977). Estas camadas ricas em cromita também são enriquecidas em elementos do grupo da platina (EGPs), que estão localizados nas porções mais intermediárias da câmara com bandamento rítmico, de composição norítica. Os melhores exemplos destes depósitos são as camadas Merensky, em Bushveld (2,0 Ga) e J-M, em Stillwater (2,7 Ga).
Os complexos acamadados anortosíticos estão associados a complexos anortosíticos tipo Adirondack, contendo depósitos de Ti e Fe, e são originados a partir de processos de diferenciação dentro da câmara magmática. Os depósitos mais enriquecidos em Ti e Fe são formados pela segregação de um líquido imiscível rico em ferro dentro de uma câmara magmática e formação de cumulatos de Fe, Ti e P, que decantam no fundo da câmara magmática, formando a camada cumulática. Outro processo é a co-cristalização de plagioclásio e ilmenita com a flutuação ou remoção lateral do plagioclásico, fazendo com que as camadas enriquecidas em ilmenita formem cumulatos no fundo da câmara magmática. O melhor exemplo de depósito acamadado anortosítico é o de Allard Lake, no Canadá, associado à separação do supercontinente Rodinia (~1.0 Ga).
Os depósitos carbonatíticos são formados a partir de magmas primários derivados diretamente por baixo grau de fusão mantélica, podendo ser gerados por meio de imiscibilidade de um magma silicatado com um melt carbonático ou por meio de cristalização fracionada de melt silicático de carbonato alcalino, onde o próprio magma é o minério. Os magmas carbonatíticos são líquidos de baixa viscosidade e baixa temperatura em comparação com outros tipos de magma. Os carbonatitos estão associados a rifts que ocorrem no interior dos continentes. Os minerais que possuem valor econômico são apatita (ex.:Anitápolis, SC), pirocloro (nióbio), monazita, anatásio (Ti, ex.: Tapira-Salitre, MG), magnetita e elementos Terras Raras (ex.: Araxá, MG e Catalão, GO). Eles podem, também, conter depósitos de fluorita (ex.: Mato Preto, PR e Amba Dongar, Índia), cobre (ex.: Palaborwa, África do Sul), barita, urânio e tório. Na América do Norte ocorrem grupos de intrusões com idades entre 1650 a 1750 Ma, 900 a 1000 Ma e 350 a 400 Ma.
Depósitos do sistema endógeno vulcânico são os principais depósitos primários de diamantes, associados a lavas kimberlíticos (ultrabásico-alcalinos) enriquecidos em álcalis e voláteis (K, CO2 e H2O), ocorrendo associados aos carbonatitos em ambientes intracontinentais estáveis. São encontrados também depósitos primários de diamantes em lamproítos (mais ricos em diamantes), com presença de flogopita, richterita e priderita. Os magmas kimberlíticos ascendem de forma rápida e violenta, por vezes em velocidades supersônicas. Os kimberlitos e lamproítos são responsáveis por transportar os diamantes formados no manto até a superfície. Geralmente afloram em forma de enxames de diques e pipes. Exemplos mundiais de depósito estão localizados principalmente em crátons arqueanos e proterozócios, como em Kimberley (África do Sul, que deu origem ao nome Kimberlito), Jerichó (Canadá), Premier (África do Sul). No Brasil, alguns dos depósitos mais conhecidos são Paxoréu, Juína (MT), Canastra (Sul de Minas).O sistema endógeno aberto constitui depósitos endomagmáticos que tiveram influência externa na sua formação, ou seja, formados pela conjunção do magma original com as rochas encaixantes da câmara magmática. Os depósitos mais importantes são os de sulfetos de Ni e Cu plutônicos, além dos depósitos de cromita podiforme.
Depósitos de cromita podiforme ou cromita refratária (aluminosa) são encontrados associados a dunitos e lherzolitosem sequências ofiolíticas formadas em dorsais meso-oceânicas. Em um ambiente de subducção entre placas oceânicas ocorre a geração de magmas máfico-ultramáficos ricos em Mg, Fe, Cr, Co e Ni em grandes profundidades, que ascende e interage com as rochas da crosta oceânica, formando pequenas câmaras magmáticas (bolsões) onde ocorre a precipitação principalmente de olivinas, formando dunitos e cromita, formando cromititos. A grande precipitação de cromita ocorre porque os ortopiroxênios e clinopiroxênios da crosta oceânica interagem com o melt ascendente, formando olivina e sílica líquida. Quando o bolsão magmático possui esta saturação em SiO2, a solubilidade do Cr diminui, fazendo com que a cromita precipite, formando depósitos de cromitito.
Os depósitos maciços de Ni e Cu podem ser de idades Arqueano- Paleoproterozóico ou Proterozóico-Fanerozóico, que possuem comportamentos diferentes. Os depósitos Arqueano-Paleoproterozóico de Ni e Cu estão associados a komatiitos não depletados em alumínio, formados em profundidades mais rasas da crosta (Ex.: Kambalda. Já os depósitos Proterozóico-Fanerozóico estão associados a magmas basálticos toleíticos (melts mais profundos. Ex.:Voisey’s Bay, Canadá) com alto teor de magnésio e magmas picríticos (com assinaturas semelhantes aos magmas komatiiticos. Ex.:Norisk, Russia). Estes magmas ascendem desde a astenosfera até a crosta, entrando em contato com as rochas metassedimentares dos greenstone belts e diversos fluidos, aumentando muito a quantidade de sulfetos no magma e formando câmaras magmáticas ricas em sulfetos de níquel (pentlandita) e cobre (calcopirita) alojadas em porções próximas a superfície.
Faça um desenho (seção geológica) contendo todos os ambientes geotectônicos onde ocorrem os depósitos minerais estudados na disciplina até agora. Inclua o nome do tipo de depósitos, principais minérios (Cu, Au, Cr, Ag, Nb, ...), minerais de minério e zonas de alteração. O desenho pode conter alguns “zooms” de maior detalhe. Depois liste os tipos de depósito e em poucas palavras descreva o processo mineralizante de cada um. Dica: separe os depósitos por grupos de afinidade geotectônica e/ou geoquímica.
R: 
Os depósitos do Subsistema Endomagmático, são depósitos endógenos que se formam em ambientes cratônicos. Os Complexo Máfico-Ultramáfico Acamadados têm a origem a partir da evolução de magma máfico-ultramáfico dentro de uma câmara magmática, onde ocorre a cristalização fracionada que gera camadas de diferentes composições por diferenciação gravitativa e sedimentação magmática. Na câmara magmática ocorre a injeção de novos magmas havendo a hibridização, assim o minério está associado com a formação de rochas cumuláticas monominerálicas que aparecem devido a mistura de magmas. Pela diferença de densidade dentro da câmara gera uma estratificação. Os depósitos de Anortositos são formados por diferenciação dentro de uma câmara magmática de um magma máficos-ultramáficos. Têm origem a partir da segregação de um magma imiscível com os demais dentro da câmara magmática a partir do fracionamento do magma, esse magma imiscível começa a penetrar as rochas cumuláticas, resultando em intrusões tardias que foram enriquecidas em Fe, Ti e P. E alojando-se no topo da câmara magmática, com o resfriamento do magma, ocorre a decantação do minerais que formará as rochas cumuláticas. Os depósitos de Carbonatitos são compostos por uma rocha derivada de líquido mantélico, podem ser formadas a partir da: geração direta por baixo grau de fusão parcial do manto e diferenciação; por imiscibilidade de líquido magmático entre um melt silicático e um melt carbonático; e por cristalização fracionada de magmas alcalinos ricos em CO2. Normalmente são líquidos de baixa viscosidade que ascendem rapidamente através de um estrutura geológica, perdem fluidos e voláteis durante a migração e alojam-se subsuperfície ou atingem a superfície. Os depósitos de Kimberlitos e Lamproítos ocorrem como enxames de diques e pipes por ascensão de magmas kimberlíticos ou lamproítico de alta profundidade, alta pressão e grandes temperaturas, que ascendem de forma rápida e violenta à superfície, cujo alojamento são controlados por fraturas profundas desde a astenosfera e transportam dentro do magma os diamantes que seriam cristalizados no manto.
Os depósitos do Subsistema Endomagmático Aberto são depósitos sulfetados de Ni-Cu que sofrem influência externa a câmara magmática, formados pela conjunção do magma original com as rochas encaixantes. Os depósitos de Cromita Podiforme ocorrem em arcos de ilhas, através de fusão parcial da crosta subductada contaminando o magma. Esse magma ascenderá através de condutos e precipitará a cromita, formando os depósitos podiformes. E em dorsais, o magma formado no manto litosférico, ascenderá penetrando a estratigrafia da crosta oceânica e se alojará em forma de pequenas câmaras magmáticas, cessando a convecção a cromita precipitará formando corpos irregulares de cumulado cromitítico. Os depósitos de Komatiitos são originados a partir da ascensão de magma komatiíticos em superfície, na forma de grandes derrames magmáticos. Assim há assimilação de rochas e solo em interação com o magma, esse processo denomina-se como “erosão térmica de sedimentos sulfetados inconsolidados sobre os quais fluem os derrames de lava”. Os depósitos de Ni-Cu-PGE, são depósitos de sulfetos que resultam da soma dos processos de segregação de uma fase sulfetada, diferenciação gravitacional e contaminação por fase fluida. O magma mineralizador é produto de uma interação entre o magma basáltico primário e um crosta radiogênica, essa é a explicação da saturação do magma em sulfetos que se deve em consequência da assimilação de componentes da crosta. A precipitação de sulfetos ocorre sempre que um magma mineralizador se diferencia, a solubilidade dos sulfetos cai rapidamente, e uma grande quantidade de minérios de sulfetos é precipitada.Os depósitos do Subsistema Hidrotermal Magmático Vulcânico Subaquático se dão por interação de fluídos hidrotermais magmáticos, sob alta temperatura e enriquecido em metais, sílica e em enxofre, com a interação com a água do mar que iniciam uma intensa troca de calor e matéria entre os dois líquidos que continuará até que ambos se misturam em temperatura e composição. Os depósitos VMS do tipo Kuroko se formam quando os minérios começam a se precipitar por causa da mistura rápida do fluido hidrotermal em interação com a água do mar próximo ao exterior da chaminé de exalação, o fluído hidrotermal é constantemente reabastecido assim aumentando a temperatura e a reação com a água do mar. Os depósitos VMS do tipo Noranda contêm o fluído mineralizador em maiores temperaturas que os depósitos VMS do tipo Kuroko e saem bruscamente da chaminé, ocorrendo uma homogeneização composicional brusca com a água do mar e uma diminuição de temperatura, ocorrendo a cristalização fracionada dos minérios de sulfetos. Os depósitos SEDEX é uma versão distal dos depósitos do tipo VMS, onde não importa a composição do fluído mineralizador, eles possuem a evolução a partir da homogeneização composicional lenta do fluído hidrotermal com a água do mar presente nos sedimentos durante a percolação de materiais sedimentares e vulcânicos, a homogeneização será de forma lenta e gradual assim precipitando os minérios.
Os depósitos do Subsistema Hidrotermal Magmático Subvulcânico estão associados a depósitos com origem de fluídos hidrotermais magmáticos em ambientes emersos ou plutônicos rasos, tendo interação com águas meteóricas que será o principal agente contaminador dos fluidos hidrotermais magmáticos dando origem aos fluídos mineralizadores. Que entraram em ebulição e precipitaram seus conteúdos metálicos antes de atingirem a superfície, os seus corpos mineralizadores se formaram nos condutos pelos os quais estavam migrando. Os depósitos Epitermais de alta sulfetação têm a sua origem quando um corpo ígneo em meio a rochas porosas e permeáveis que emitem fluídos hidrotermais magmáticos com alta salinidade etêm a liberação de gases, ascendem rapidamente a superfície por estruturas que servem de condutos para a percolação do fluido até que são exalados em fumarolas que possui altas temperaturas e se misturam com água meteórica podendo formar pequenos lagos. O fluido mineralizador é uma solução em água meteórica e vapores magmáticos, que sofre ebulição e precipitam os minérios. Os depósitos Epitermais de baixa sulfetação iniciam- se quando um corpo ígneo em meio a rochas porosas e permeáveis que emitem fluídos que percolam por estruturas e possuem maior espaço e tempo de vazão que continuam evoluindo e avançando para porções mais distais dos corpos ígneos. Os fluídos interagem e possuem maiores ações com águas meteóricas e águas salobras magmáticas diminuindo cada vez mais a temperatura, formando o fluído mineralizador que a partir de uma segunda ebulição precipitará os seus minérios. Os depósitos de Carlin têm origem na interação entre fluídos hidrotermais e a ação de água meteórica e conatas, através de oxidação e redução desses fluidos em rochas reativas, têm a constante recarga dos fluídos hidrotermais, que migram através de fraturas na rocha encaixante causadas pelo gradiente térmico e a expansão dessas fraturas por dissolução do fluido mineralizador. Quando há a interrupção da chegada de fluídos hidrotermais no sistema devido a introdução de águas meteóricas oxigenadas, há uma superposição de fluidos oxidantes em zonas redutores. A invasão das zonas redutoras por águas oxidantes causará a precipitação da carga metálica do fluido mineralizador, gerando o minério do tipo Carlin.
O Subsistema Hidrotermal Magmático Plutônico está associado a produtos da fusão parcial da crosta ou da ascensão de um magma vindo do manto. Que passam pro processos de ebulição e descompressão, resultando no fraturamento hidráulico e alteração hipogênica das rochas encaixantes e parte cristalizada do granito. Os depósitos de Pórfiros se dão por fluidos magmáticos com alta salinidade, que são exsolvidos em grandes quantidade e tem temperatura muito elevadas, esses fluidos misturam-se com a água das encaixantes. Esses depósitos são dutos nas porções superiores as câmaras magmáticas que com a ação dos fluídos hidrotermais proporcionam uma fase de alteração ortomagmática gerando as suas zonas de alteração e com minérios. 
Os depósitos de Greisens são produtos da alteração metassomática de granitos aluminosos profundos e suas rochas encaixantes na cúpula das intrusões, provocada por soluções hidrotermais ácidas e oxidantes que desenvolverá zonações hidrotermais com zonas de alteração e zonas com minérios. Os Pegmatitos são corpos puramente ígneos derivados de fluídos magmáticos alojados em fraturas na rocha encaixante. O fluído remanescente gerado durante a segunda ebulição de um magma granítico diferenciado entrará novamente em ebulição gerando fluidos altamente salinos rico em elementos incompatíveis o seu resfriamento e a difusão atômica através do agrupamento das partículas segregando entre os minerais e elementos incompatíveis gerarão os seus minérios e os minerais raros em eventualmente formações de bolsões, essa difusão atômica irá causar concentração minerais com elementos incompatíveis e que constitui os seus respectivos minérios. Os depósitos do tipo IOCG são decorrentes da atividade hidrotermal, intensos e penetrativos metassomatismo nas rochas encaixantes. Onde ocorrem fraturamento hidráulico e a intensa atividade hidrotermal que causam intensos brechamentos nas rochas encaixantes. Os fluídos ascendem por falhas e através das brechas até se alocaram e darão origem as zonas de alterações e as zonas com a precipitação dos minérios. Os depósitos do tipo IOA são associados aos depósitos IOCG e ocorrem dentro da zona de alteração sódio-cálcica.
O que são depósitos do tipo Carlin? Quais as principais ocorrências mundiais de depósitos deste tipo? O que os difere de depósitos do tipo epitermal? Descreva como ocorre o processo de mineralização em depósitos deste tipo e quais os minerais de minério. Qual a relação de depósitos do tipo Carlin com intrusões ígneas? Qual o ambiente geotectônico em que se formam?
R:
Os depósitos do tipo Carlin estão incluídos nos sistemas hidatogênico que é o acúmulo de metais formados em consequência da circulação de água não magmática (existe casos em que pode ter a presença de fluídos magmática, pois os sistemas hidatogênico estão entre o sistema hidrotermal magmático e o metamórfico) que desloca metais das rochas percoladas e são depositados em locais privilegiados. Existe casos em que pode ter a presença de fluídos magmática, pois os sistemas hidatogênico estão entre o sistema hidrotermal magmático e o metamórfico, ou então fluídos não magmáticos percolam pelas rochas magmáticas, que se tornam enriquecidos em metais e os depositam em lugares distantes dessas rochas magmáticas.
Já caracterizado os sistemas hidatogênicos, temos que os depósitos do tipo Carlin, localizados principalmente em Nevada (EUA) e secundariamente no sul e sudeste da China, são de baixas profundidades, consequentemente possui rochas bastante alteradas, e são importantes mineralizações de ouro em quantidade mundial, que ficam inclusos como micropartículas em minerais como piritas, piritas arsenicais e arsenopiritas. Esses depósitos ocorrem em áreas ricas em rochas carbonáticas, já que são rochas reativas e irão sofrer alterações, formando novos minerais e fases minerais pela interação do fluído hidrotermal com as rochas encaixantes (no processo de dissolução) e uma posterior silificação. Como dito anteriormente, os principais minerais de minério são sulfetos, isso ocorre porque há uma sulfetação (fluidos ricos em enxofre) de ferro nessas rochas.
Também vale ressaltar a importância da água meteórica nesse tipo de depósito, que também carreia elementos que farão parte dos minerais do depósito e tem influência nas alterações observadas.
Em Nevada, esses depósitos estão associados aos movimentos compressivos (zonas de subducção) e distensivos (reativação de falhas e zonas de cisalhamento), que também representa o contexto tectônico da formação desse mesmo depósito em outras regiões. Esses esforços tiveram início no paleozóico com esforços compressivos e foram reativados no cenozóico com esforços distensivos formando diversos trends NW-SE. Os depósitos ficam posicionados em uma crosta transicional (com assinatura entre a crosta oceânica e continental), formada por esses eventos tectônicos.
Apesar dessa crosta transicional conter assinatura de crosta oceânica e continental, ela é uma crosta continental distendida e é exatamente onde os depósitos do tipo Carlin são encontrados, onde há uma maior quantidade de estruturas distensivas com trends NW-SE. Nessa crosta transicional há uma percolação de fluídos nas rochas magmáticas (com assinatura granítica), formadas em um contexto de subducção, e que por isso os fluídos ficam enriquecidos em metais e são depositados nessas estruturas antes formadas de orientação NW-SE.Nessas regiões em que há a formação dos depósitos do tipo Carlin há uma fertilização do manto superior. Essa fertilização consiste na perda de voláteis das rochas da placa subductada (oceânica), por conta de maiores condições de pressão e temperatura, que carreia elementos incompatíveis e também há a fusão de parte da placa subductada que forma um fluído fundido que será rico em elementos terras raras, elementos incompatíveis e metais (como ouro e cobre). Com isso, esse fluído chegará em porções mais rasas do manto, associadas à crosta continental, causando a fertilização do manto, que quando sofre a fusão formam magmas máficos e ultramáficos, enriquecendo os granitos que serão formados e intrudirão na crosta. Em seguida com o resfriamento, cristalização e ascensão desse líquido fundido fértil, há primeiro a formação de minerais contendo cobre e outros metais base, como visto nos depósitos do tipo pórfiro. Posteriormente, ainda com a ascensão desse magma ocorre a ebulição (boiling), formando então os depósitos dotipo Carlin ou epitermais. Dessa forma, com a posterior percolação de fluídos hidrotermais nessa região, que possui a presença dessas intrusões ígneas, ele se tornará enriquecido em metais, elementos incompatíveis e elementos terras raras, que irá se alojar nas estruturas geológicas mais rasas e formar os depósitos do tipo Carlin. Uma característica desses depósitos do tipo Carlin é que não há uma relação próxima com a rocha magmática e que ocorreu uma longa duração do sistema hidrotermal, mostrada pela textura das piritas pela análise dos elementos traços que são constantemente modificados pela alteração na composição química do sistema.
Com todo esse contexto tectônico, com zonas de subducções, formação de estruturas e esforços distensivos e compressivos, vários depósitos ocorrem junto ao depósito do tipo Carlin. Presente a depósitos do tipo pórfiro, que ocorrem em maiores profundidades e que são diretamente ligados aos fluídos hidrotermais magmáticos. Com a presença desses pórfiros consequentemente teremos a depósitos do tipo epitermal (principalmente o de baixa sulfetação), que é semelhante aos depósitos do tipo Carlin. Quando comparado aos depósitos do tipo Carlin, os depósitos epitermais não possuem uma forte dependência de estruturas geológicas regionais (que geralmente são reativadas no caso dos depósitos do tipo Carlin), como falhas e zonas de cisalhamento formadas por um conjunto de esforços, além de uma assinatura geoquímica diferente. Outra diferença é que os depósitos do tipo Carlin ficam encaixadas em rochas reativas, como as rochas que possuem carbonatos, o que não ocorre com os depósitos do tipo epitermal. Uma outra característica é a forma que o ouro se encontra no depósito do tipo Carlin, que pode ser incluso em pirita ou dentro da estrutura da pirita, porém neste caso os depósitos epitermais de baixa sulfetação podem apresentar a mesma característica.
Nesses depósitos os principais minerais de minério em que há a ocorrência do ouro são a pirita, arsenopirita e pirita arsenical. Como a ocorrência do ouro é em menor quantidade, podemos usar os elementos farejadores (pathfinders) encontrados dentro da estrutura desses minerais, para facilitar seu encontro. Como exemplo, temos o arsênio (secundariamente há também outros minerais que possuem mesmo comportamento do ouro nesses depósitos, como o antimônio, mercúrio, tálio e telúrio) que em relação ao ouro possui uma ocorrência maior e possui um comportamento similar ao do ouro dentro das estruturas desses minerais. Dentre os minerais de minério mais importantes citados anteriormente, temos que a pirita é o mais recorrente com a presença de ouro, por conta da sua cristalografia e composição química que favorece a entrada de elementos traços (como o ouro).Existem também alguns minerais secundários que vão aparecer junto à principal mineralização nesses depósitos, como stibinita, realgar, cinábrio e orpimento. Contudo, outras características aparecem marcando a alteração distal nesses depósitos, chamado de halos de alteração, como a presença de silificações, jasperoides e áreas com descalcificação (por conta dos fluídos). Nesse contexto há um importante processo chamado buffering hidrotermal, que reflete interação do fluído com a rocha encaixante, em que ocorre uma mudança na composição química do fluído conforme ele avança e interage em diversas porções da rocha encaixante, formando diversos minerais e fases minerais. Nesse tipo de sistema Carlin ocorre uma contínua mudança na composição química e esse processo é responsável pela formação dos minerais de minério, dos minerais secundários e dos halos de alteração hidrotermal (essas alterações hidrotermais são diretamente relacionadas à essa constante interação entre o fluído e a rocha encaixante em diferentes porções).
A estrutura cristalina das piritas influencia diretamente na maior ou menor quantidade de ouro presente, como inclusões microcristalinas. Piritas euédricas por algumas vezes são encontradas em alguns depósitos e, na maioria das vezes, elas ocorrem a partir da recristalização (por conta de zonas de cisalhamento) de piritas framboidais. Por sua vez, as piritas framboidais, formadas em baixas condições de pressão e temperatura, são as que apresentam maior quantidade de arsênio (pathfinder) e ouro. Essas piritas framboidais indicam o grande tempo de ativação desse sistema, pois muitas vezes é possível visualizar vários fragmentos de piritas framboidais compondo piritas euédricas. Nesse sistema Carlin há uma contínua mudança de composição química, por conta do processo de buffering como citado anteriormente, e essa mudança reflete diretamente na cristalização dessas piritas. Dessa forma, as piritas irão cristalizar vários halos de composições diferentes na sua formação e irá ficar registrado tanto nas piritas euédricas quanto nas framboidais, facilitando a localização de quais piritas serão mais propícias a presença do ouro.
Ambientes de formação das mineralizações, tipos de classificação e ocorrências. Escreva tudo que sabe sobre o assunto e de exemplos dos ambientes de formação e seus tipos de jazidas respectivas.
R:
Primeiramente, podemos começar o sistema endomagmático, ou seja formado no ambiente magmático, que é um sistema que tem característica principal nos seus depósitos minerais é que os minerais são o próprio magma, como no caso dos exemplos: kimberlitos, carbonatíticos e lamproítos; ou são fases minerais segregadas diretamente dos magmas, de modo que os minerais são formados na dentro das câmaras magmáticas. São usados alguns critérios para a classificar os depósitos endomagmáticos, desde a possível influência de agentes externos na formação do corpo mineralizado e o nível estrutural que esse depósitos são formados. É necessário levar em conta a gênese do magma, o nível do manto ou astenosfera e também a onde esse corpo está alojado e se ocorreu assimilação de crosta pelo magma.
O sistema endomagmático é dividido em dois grandes subsistemas, o primeiro o endógeno que pode ser plutônicos ou vulcânicos, de modo que os plutônicos forma-se dentro do plutão sem influência externa, já os vulcânico que está associado aos depósitos primários de diamantes associados com os kimberlitos e principalmente aos lamproítos. Já o segundo subsistema é o endógeno aberto ( também denominado com influência externa) os depósitos são formados pela conjunção do magma original com as encaixantes, sendo seus depósitos mais importantes os sulfeto de níquel e cobre plutônicos, são formado na base de plutões básico-ultrabásico podem ser grandes ou pequenos, como é aberto, temos a contaminação por fluidos sulfurosos a partir de rochas sulfetadas que se encaixam no plutão, existem outros tipos de depósitos com os das cromitas podiforme refratária.
O subsistema endógeno plutônico é onde encontramos os principais depósitos, temos os depósitos de cromita e os de magnetita que são acamadados e tem grandes extensões laterais, esse minerário tem a forma de camadas e está localizada na parte com diferenciados ultrabásicos ,peridotíticos e piroxeníticos está localizada na metade do plutão diferenciado com diferenciação rítmica, nesses tipos de depósitos temos horizontes ricos em cromita e também em EGP(elementos do grupo da platina) , este é caso de alguns horizontes, como por exemplo ocorre no UG-2 em Bushveld. Já os complexos anortosíticos tipo Andirondack que são plutões (anortositos) que são pouco diferenciados e com grande tamanho, contém depósitos de ferro e titânio acamadados . Os corpos magmáticos com maior fertilidade são os plutões carbonatíticos, um dos mais importantes é os plutão carbonatíticos mineralizados a pirocloro,magnetita, apatita e elementos terras raras( tipo Araxá-MG).
Acerca dos subsistemas endógeno vulcânico, já comentados brevemente anteriormente, contém depósitos primários de diamantes, podem estar associados ao kimberlitos que são lavas ultrabásicas alcalinas que ocorre associado aos carbonatitos em ambiente intracontinental estável. Contudo os teores de diamantes nos lamproítossão muito maiores, o primeiro caso documentado foi na Austrália foi descoberto o primeiro depósito primárias de diamante em lamproítos,um tipo lamprófiro insaturado, rico em potássio com a presença de flogopita e richterita e priderita. Uma importante observação é que esses magmas, pelas atuais evidências, só transportam os diamantes e que os diamantes seriam gerados no manto superior.
Sobre a geotectônica do subsistema endógeno, temos que todos os seus depósitos ocorrem em ambientes tectônicos estáveis, normalmente cratonizados. As grandes intrusões bandadas como Bushveld, Stillwater e Great Dike estão localizadas em ambientes estáveis datadas do mesoproterozóico. São consideradas estruturas típicas de ambiente intraplacas continental formados juntamente à extensas coberturas supracrustais, de modo que ficaram estáveis dando condição para a cristalização dos corpos magmáticos e de preservação das estruturas originais após a diferenciação. Assim, essas estruturas demonstram a existência de crostas rígidas no paleoproterozoico. Sobre os complexos anortosíticos tipo Andirondack onde são encontrados depósitos bandados de Fe-T-P (idade de 1.100-1.950 M.a), são estruturas que também ocorrem em regiões tecnicamente estáveis, os magmas anortosíticos são pouco plásticos, por isso ocorrem deformações nas rochas encaixantes das grandes intrusões, também, causado por suas grandes dimensões. São considerados cogenéticas os Kimberlitos e os carbonatitos e ocorrem em intrusões de pequeno porte sempre em enxames, juntamente com grandes lineações muito profundas que atravessam a crosta. Os carbonatitos estão associados a grandes rifts que ocorrem dentro do continente e ocorrem em épocas geológicas restritas, no Brasil e África meridional são conhecidos 3 grupos a primeira datada 1.208 M.a, a segunda no Jurássico-triássico e a terceira com idades cretácicas a eocênicas. Já os lamproítos não tem um ambiente e idades tão bem definidos , as idades conhecidas são da ordem de grandeza dos kimberlitos segundo Biondi (2003).
Sobre o posicionamento geográfico-geológico das grandes províncias carbonatito-kimberlíticas são pelo menos 3 controles: (a) localizam-se nas regiões de flexura entre as grandes estruturas positivas (antéclises) e negativas (sinéclises), tendendo para o lado das antéclises (Milashev, 1965; Frantsesson, 1970; Bardet, 1973 e 1974; e Biondi, 1974); (b) nas regiões de flexura, as intrusões alcalinas organizam-se ao longo de grandes estruturas rígidas profundas. São os falhamentos crustais, de Lumbers (1978) ou as fraturas de disjunção continental de Bardet (1973) Ocorrem sempre em grupos, junto a fraturas e falhas de segunda ordem ou menor, em relação à estrutura principal (Biondi, 2003). O conjunto das intrusões alcalinas mostram a mesma direção da falha principal; (c) nas regiões caracterizadas é normalmente onde ocorrem as intrusões alcalinas, principalmente os lamproíto e kimberlitos perecem ser mineralizados, somente se, ocorrer uma tectônica estável pelo menos por 1.500 Ma.
Quando a alguns exemplos subsistema endógeno Plutônico , suas ocorrências globais podemos citar diversos exemplos. Provavelmente, um dos mais importantes, são as intrusões com bandamento rítmicos, do tipo Bushveld (África do Sul) e Stillwater(EUA), com jazidas ricas em cromita ,magnetita vanadinofera e EGP, são camadas regulares que se estendem lateralmente. Bushveld é um excelente exemplo para esse tipo de mineralização é um complexo básico ultrabásico com cerca de 520 km de extensão no seu eixo maior e 300 km do eixo menor , suas camadas de minério (reef) afloram continuamente por 100 km. As espessuras dos níveis de magnetita e cromita podem variar de 0,5-2 metros em média, um dos principais horizonte de bushveld é o horizonte Merensky tem espessura média de 5 metros de mineralizado a platinóides,são as grandes jazidas de EGP.
Os tipos Alaska ou Inagly também são acamadados, mas além de serem menores tem diferenciação concêntrica, as suas camadas mineralizadas tem magnetita vanadinífera com EGP, ocorrem na parte mais básica da intrusão, tendo camadas centimétrica a métricas e extensão de mais de 1 km. Os depósitos associados aos anortositos do tipo Adirondack (EUA) tem jazidas Ti,Fe e P, podendo ser intrusões concordantes ou discordantes , sendo a última a mais comum, a maioria é grosseiramente lenticular, pode ter várias camadas, pode ter 1200 metros de largura é até 100 metros de espessura. Os carbonatitos, como já citado, ocorre associados como partes de intrusões ultrabásicas alcalinas, podem ter a composição ijolíticas diferenciadas , podem ser vulcânicas e plutônicas, com dimensões consideradas pequenas, suas ocorrências são em Araxá (MG) com um diâmetro médio de 4 km, além desse temos Catalão I e Tapira, vale ressaltar que a parte que é o carbonatito nesses depósitos é muito menor que o complexo inteiro, o minério é o próprio carbonatitos, essas jazidas têm nióbio e os elementos terra raras, no caso do nióbio o mineral de minério é o pirocloro e os elementos terras raras são a monazita e gorceixita. Além disso, há mais de 120 minerais associados aos carbonatitos, as que são normalmente lavradas( as que têm maior valor econômico) são pirocloro,apatita,bário, monazita, flourencita, zircão, magnetita,entre outros.
Os Kimberlitos e são co-genéticos dos carbonatitos , afloram em enxames de diques e pipes, a parte dos que é lavrada tem normalmente forma cilíndrica, verticais e tem um diâmetro pequeno, atinge profundidades de 800-1500 metros de extensão. Os lamproítos têm características semelhantes, os principais depósitos de diamantes primários estão primeiramente no lamproíto e depois do kimberlito. A principal ocorrência dos kimberlitos é em Kimberley (África do sul), e os lamproítos ocorrem na Austrália.
Sobre o subsistema endógeno aberto que sofre com influência externa,associado ao ambiente magmático, tem que os depósitos são formados pela conjunção do magma original com as encaixantes. Os depósitos sulfetados de níquel e cobre magmáticos endógenos abertos estão localizadas na base das intrusões básica-ultrabásicas, esses depósitos podem ser encontrados tanto em bandamentos a rítmico e bem diferenciado, tipo Bushveld e Stillwater ou sem bandamento rítmico com Duluth(EUA) ou Sally Malay (Austrália); São intrusões de ambientes continentais que se encontram alojadas em regiões tectonicamente estáveis, podem ter de centenas a quilômetros de metros suas dimensões. Porém temos a exceção Noril ́ sk-Talnakh (Rússia) e Insizwa( África do Sul) que estão associados aos grandes derrames basálticos formados junto com os enxames de fraturas de margens continentais inativas ou em zonas de rift, formado durante a abertura de oceanos. Já os depósitos de níquel e cobre tipo Scotia estão relacionados geneticamente com os komatiitos, datadas do arqueano e paleoproterozóico ,são lavas ultra magnesianas típicas de cinturões de Greenstone Belts. Temos que os depósitos de cromitas refratárias podiformes são encontradas em regiões de ofiolitos, pelo fato que o manto superior suboceânico é exposto em superfície. Para a formação dos depósitos é necessário que tenha um desequilíbrio entre o peridotito do manto e os basaltos oceânicos geneticamente associados a eles. Os cromititos podiformes com cromita refratária são,normalmente, encontrados em fragmentos mantélicos, pouco desenvolvidos, de dorsais meso-oceânicas, como ocorre nas bacias de back-arc, porque o manto litosférico é pouco maduro e não é muito espesso, é assim estará em desequilíbrio com as primeiras emissões basálticas que começaram a formar na dorsal. Se for uma região onde a dorsal meso-oceânica é madura, não ocorrerá um desequilíbrio, pois nessas regiões o manto e o magma gerado estão em equilíbrio, assim não formará os depósitos de cromititos podiformes com cromita refratária. Já os cromititos com alto teor de de cromo são localizados em fragmentos mantélicos formados em regiões de arcos de ilhas, isso ocorre, pois o manto litosférico é espesso,antigo e não se equilibrará com osbasaltos que formarão os arcos de ilhas.
Sobre suas principais ocorrências ,jazidas e arquitetura dos corpos, podemos exemplificar alguns complexos importantes. Os depósitos sulfetados de Ni-Cu forma-se na base de intrusão básica-ultrabásicas, em Duluth (EUA) os corpos mineralizados tem forma adaptada ao contato com a base das intrusões e podem estar contidos no corpo principal da intrusão ou em pequena intrusões tardias alojadas na base do complexo. Os corpos têm formas irregulares como “amas” e, geralmente, são grosseiramente lenticulares com espessuras de dezenas de metros e extensão muito variada, podendo ter mais de 1 Km. Já depositos minérios disseminados ou na forma de veios de sulfetos maciços que irão avançar dentro da encaixante, ocorrem em Sudbury (Canadá) e Noril ́ sk-Talnakh (Rússia). Tanto os complexos de Duluth, e Sudbury e Noril ́ sk-Talnakh tem jazidas de Cu e Ni associados, o cobalto ocorre em Duluth em quantidades menores e, é praticamente inexistente em Noril ́ sk-Talnakh, contudo esse último é mais rico em EGP que Duluth.
Os depósitos tipo Agnew são corpos mineralizados com sulfetos disseminados em lentes duniticas. Assim como Duluth, são também , “Amas” com dimensões semelhantes. Suas jazidas de Ni-Cu, além de ter altos teores de níquel e cobre também EGP, apesar que esses valores são muito menores que os grandes complexos.
O tipo Scotia tem jazidas de Ni, Cu e EGP, eles são encontradas nas bases das sequências komatiíticas nos Greenstone Belt , os seus depósitos tem corpo mineralizado formados por sulfetos maciços e disseminados , precipitados dentro de depressões topográficas, onde as lavas komatiíticas de acumularam quando extrudidas . Tem forma das suas depressões,grosseira, lenticulares ou acanaladas, podem ter espessuras de poucos metros e extensão lateral de até um 1 km.
Sobre os depósitos de cromita do tipo Alpino ou podiforme,onde sua principal jazida é de fato a cromita, são corpos mineralizados pequenos que podem ter formas variadas como: “Pod”, acamadadas, concordar ou discordantes. As cromitas associadas são refratárias, ou seja, mais aluminosas. Ocorrem em grânulos e nódulos que formam aglomerados com matriz e envelope dunito, as rochas lherzolíticas de maciços ofiolitos são a rocha encaixante. Assim os depósitos podiformes são pequenos com dimensões médias horizontais de algumas dezenas de metros e verticais de até 300m.
A partir de agora, iremos falar do sistema hidrotermal magmático, as suas características principais a existência de um corpo ígneo que se aloja na litosfera no nível vulcânico, subvulcânico ou plutônico, assim esse corpo vai forma uma pluma hidrotermal e esta será constituída de por água e vapor d'água , que vieram das encaixantes aquecidas pelo corpo ígneo(água do mar, conata e meteórica),misturados à água e ao vapor juvenis expelidos pela intrusão e a gases. A medida que irá resfriar, irá gerar um sistema térmico de convecção que será capaz de deslocar os fluidos existentes no sistema em direção a superfície e de reciclar eles, e esse fluídos são muito importantes, pois estes possuem os metais em solução que precipitam formando os minérios e os corpos mineralizados. Esses precipitados( formam os minerais) estão associados geneticamente e espacialmente, às zonas de alteração das rochas pelos fluidos aquecidos. São chamadas de zonas de alteração hidrotermal , são formadas dentro das plumas hidrotermais,caracterizadas por terem minerais formados pela interação da rocha com os fluidos.
Biondi (2003) define um conjunto de fatores diagnósticos para esse tipos de depósitos. primeiramente a presença, próximo ao depósito, de um corpo ígneo contemporâneo ou pouco mais antigo que o depósito mineral, outro fator diagnóstico é a presença de minério formado a temperaturas elevadas mais ou menos 200°C , por fluidos mineralizadores movidos e expelidos pelo corpo ígneo e por último presença de alterações hidrotermais co-genéticas ao minério.
O sistema hidrotermal magmático possui três subsistemas, o primeiro é o subsistema plutônico profundo, de modo, que normalmente os plutões não marcam a superfície, o sistema hidrotermal vai se associar geneticamente a plutões alojados a profundidades de mais e 2 Km da superficie. O segundo subsistema é o vulcânico subaquático, o sistema hidrotermal está associado geneticamente aos Vulcões subaquáticos. O último é o subsistema subvulcânico no qual o sistema hidrotermal não estará mais associado a vulcões subaquáticos , mas a vulcões emersos ou a plutões subsuperficiais(alojados a menos de 2 Km da superfície) que irão marcar a superfície com: diques, fontes hidrotermais, alterações hidrotermais,etc. Cada um desses subsistemas irá formar depósitos de modelos genéticos diferentes.
O subsistema hidrotermal vulcânico subaquático é submarino, ocorre nos oceanos na região das dorsais meso-oceânica, nos hot spots e nos arcos de ilhas. Nessa região, há uma forma mais branda que é a exalação de fluidos quentes ou como vulcões efusivos e explosivos , que se mostram como um aparelho vulcânico completos: condutos vulcânicos, derrames de lavas, cones de piroclastitos entre outros. Os depósitos onde os corpos mineralizados se encontram em meio a rocha do edifício vulcânico se denominam de depósitos proximais. Já os depósitos denominados distal, são aqueles formados junto a exalações vulcânicas, mas distantes do edifício vulcânico. Os depósitos próximas tem forma característica de cogumelos ou cálice, e na parte superior mais larga é constituída por concentrações maciças de sulfetos, alojado em meio às rochas vulcânicas, os depósitos são chamados VHS( volcanic hosted massive sulfide). Os depósitos próximas do arqueano e paleoproterozóico, formados em regiões de Greenstone Belts são classificados como tipo Noranda ou Abitibi, depósitos semelhantes com mesma arquitetura, contudo do formados em arcos de ilhas fanerozóicas e associadas a rochas mais ácidas, são conhecidos como Kuroko (Japão). Temos também o tipo Chipre, contudo esses são formados em regiões de dorsais meso-oceânicas, são alojados em meio ao basalto.
Os depósitos distantes são formados em ambiente subaquático junto a exalitos, sua forma parecida com uma chaminé, formado pela precipitação de compostos exalados, quanto ativas são denominadas de chaminés fumegantes pretas (salmouras marinhas),exalam fluidos pretos a altas temperaturas. As salmouras precipitam sais,sulfetos e sílica formando camadas de sedimentos químicos perto das chaminés, esses depósitos minerais são chamados de SEDEX. A variação desses depósitos distais, o tipo Rosemay é formado em meio a rochas vulcânicas ácidas ,com sulfetos Pb,Zn e Cu e sulfatos. Em contrapartida o modelo Besshi é aquele formado em meio a rochas basálticas, com sulfetos de Cu e Zn, Ha ainda os VCO (modelo vulcanogênico oxidado) seus minerais são compostos por óxidos como magnetita e hematita e baixas concentrações de sulfetos. Interessante comentar sobre os depósitos MVT( Mississippi Valley), são depósitos que contêm sulfetos Pb,Zn e um pouco de Cu, estão alojados em meio a rochas calcárias sem a presença de rochas vulcânicas.
Comentando sobre o subsistema hidrotermal subvulcânico também conhecido com vulcânico emerso, onde as intrusões se alojam perto a superfície no máximo a 2 Km, essas intrusões marcam a sua presença na própria superfície ,como com a presença de zonas de alteração hidrotermal, formação de vulcões, domos igneous,sistemas de diques, etc. As mineralizações são, genericamente, chamadas de epitermais, podem conter altos teores concentrados em filões e sistema de vênulas,ou com teores menores na forma disseminada em brechas ou em outras rochas porosas. A maior parte dos depósitos é de ouro e prata. Os depósitos filoneanos e disseminados, podem ser divididos entre os alto sulfetação que se associam a aparelhos vulcânicos, ou baixa sulfetação (associados a sericita adulária) que se associam a plutão superfícies (onde não a vulcão). Além desse ocorrem outros depósitos nesse mesmo sistema, depósitos epitermaisde manganês, depósitos do tipo U vulcanogênicos (depósitos filonares quartzo,fluorita,uraninita sulfetos, do tipo alta sulfetação), entre outros. Nos depósitos disseminados é comum depósitos de ouro e boratos, mas tem baixos teores de Au baixos, o tipo mais interessante de comentar é o tipo Carlin no qual a disseminação de ouro e sulfetos em calcários carbonosos folhelhos e margas. Além dele temos outros exemplos como o tipo mexicano omde os depositos de Sn estaõ disseminados em domod rioliticos, tipo Spor Moutauin que são depositos de Be-F-U em tufos rioliticos encaizadas em brechas calcarias, entre outros depositos.
Tipo Kiruna (clássico exemplo de IOA) é um depósito de Fe e P que ocorre em corpos mineralizados maciços de e apatita junto com rochas vulcânicas (intermediárias a alcalinas) alteras para actinolita ou diopsídio. Já o tipo Olimpic Dan (exemplo clássico de IOCG) é um depósito com Cu-U-Au-Ag e terras raras em brechas oxidadas mineralizadas com hematita e magnetita, essas brechas podem ter sido criadas por fraturamentos hidráulico em grabens formados próximos a margens continentais, sob a lâmina d'água rasa.
Sobre o subsistema hidrotermal plutônico profundo temos que a posição da pluma em relação a intrusão é co-genético é função da posição do foco térmico da intrusão. A intrusão se aloja, no início, na posição da crosta onde haja água, o seu foco térmico vai se localizar na parte mais elevada próximo ao topo,suas bordas estão pouco cristalizadas. Os depósitos periféricos são aqueles formados pela pluma, mas fora da intrusão. Com o tempo a intrusão vai cristalizando da borda para o núcleo e o foco térmico tende a se aprofundar e a base da pluma hidrotermal também é puxada para baixo. Quando está num estágio avançado de cristalização , a pluma hidrotermal estará praticamente dentro da intrusão dos depósitos minerais originados na parte apical da intrusão ou nas suas encaixantes próximas. Os depósitos apicais mudam de acordo com a composição da rocha e também dependendo da sua encaixante. Há dois tipos importantes de depósitos , os tipos pórfiros( granitos tipo I) poderão ser depósitos de Cu, Mo, Au, Pb e Zn. Se do tipo greisens (granitos tipo S) poderão ter minério oxidado de Sn, W, B, F, Br, Tr, Nb, Ta, U. Os greisens estão associados a filões e a pegmatitos.
A maior parte do depósitos porfíticos normalmente tem depósitos de Cu-Mo, mas quando ocorrem em ambientes de arcos de ilhas associado a granitos básicos podem ocorrer depósitos com Cu e/ou Mo e/ou Au. Já os depósitos tipo Greisens a maior parte dos seus depósitos são de Sn e Sn-W. Mas incomummente os Greisens podem conter Mo-W, W-Be-Mo-Bi-Sn, Be-W, Nb-Ta e Br-Zr-Tr. Os greisens localizados na Nigéria possuem jazidas de rubi, safira, zircão e fluorita.
Os depósitos de pegmatitos são subdivididos em quatro tipos, pegmatitos a microclínio, que tem depósitos de água marinha e feldspato. Pegmatitos albita- microclínio, que além de terem feldspatos podem ter depósitos de Be, Ta e Li. Pegmatitos-albita que tem depósitos de Be e Ta. E por último, os pegmatitos a albita-espodumênio que tem o maiores depósitos de Li conhecidos em pegmatitos.
Os Filões Granitogênicos, geralmente são periplutônicos estão distribuídos nas zonas concêntricas centrais do plutão. Os filões ricos em óxidos com Sn, W, Tr, Th; se localizam próximo ao contato da intrusão. A partir do contato para o exterior as especializações mudam de Au-As, depois para Cu para Zn-Pb, para Pb-Ag e para Hg-Sb. A maioria dos filões importantes que realmente são lavrados são os com jazidas de ouro, outros com wolframita e sulfetos , filões com Au-Pb-Zn, além de filões do tipo Cobalt ( depósitos de sulfetos de As- Ni-Co(Ag)).
Os depósitos plutonogênicos periféricos com com mineralizações disseminadas ou ou maciças em rochas sedimentares, são considerados depósitos economicamente importantes, temos o tipo tintic com sulfetos Cu,Zn, Pb e Ag disseminados; tipo Carbonate Hosted Au-Ag que tem depósitos de Au-Ag disseminados em rochas carbonáticas; tipo Hardie depósitos de Au disseminados em folhelhos e margas; Mount Bischoff depósitos em dolomita de sulfetos e Sn; e por último, o tipo Massive Sulphide ore,Carbonate Hosted, High Temperature são com sulfetos maciços de Cu,Pb, Zn,Au e Ag em rochas carbonáticas.
Sobre o ambiente tectônico do subsistema hidrotermal magmático vulcânico subaquático, esse tipo de vulcanismo ocorre normalmente em regiões de dorsais meso-oceânicas e nas regiões de subducção em arcos de ilhas. Sendo que no primeiro, nas dorsais há um predomínio de lavas basálticas toleíticas piogeníticas , tem vulcanismo efusivo gerando grande acúmulo de pillow lavas que são atravessadas por enxames de diques basálticos. Cobertas por sedimentos, argilosos ou por carapaças de microorganismo essas lavas formam as Vasas, típico de ambiente abissal, os depósitos minerais se alojam em meio a essas rochas. Já nos arcos de ilhas, onde temos grandes pressões geradas pelo encontro de placas oceânicas envolvida em subducção irão formar as lavas cálcio alcalinas, vão ser riolitos, basaltos e andesitos que irão se mesclar com as rochas do assoalho oceânico, assim o vulcanismo tenderá a ser mais explosivo, isso ajuda a formação de tufos e brechas vulcânicas. Por serem rochas mais porosas e permeáveis, elas são mais suscetíveis à ação dos fluidos hidrotermais, o que ajudará na gênese dos depósitos minerais. Já nos Hot Spots(oceânicos) vão formar arquipélagos lineares por causa da migração da placa oceânica sob o ponto quente( ex: Havaí), temos o vulcanismo basáltico-alcalino o que não favorece, aparentemente a formação de depósitos minerais hidrotermais vulcânico submarinos, pois são raros casos que ocorrem.
Os depósitos mais importante do subsistema hidrotermal magmático vulcânico subaquático proximal do paleoproterozóico, ocorrem em VHMS( depósitos vulcanogênicos de sulfetos maciços) os depósitos são composto por duas zonas mineralizadas( depósitos de maior interesse econômico), a parte superior é maciça, acamada e estratiforme e tem 50% de sulfetos, já a parte inferior é um Stockwork mineralizado com minerações em vênulas ou disseminadas, a maior parte dos minerais metálicos estão na zona maciça. Nos depósitos tipo Kuroko há em média mais de 500 depósitos conhecidos em todo o mundo tem em torno de 1 milhão de toneladas de minérios com 1,5% Cu, 3% Zn, 1% Pb, 15% Fe, 50 ppm Ag e 0,5 ppm de Ag; quanto mais antigo esses depósitos maior será a quantidade de ouro e cobre e menor a quantidade de chumbo e prata. O tipo Chipre , são semelhantes a Kuroku, só que com dimensões maiores, tendo até 15 milhões de toneladas de minério e teor de cobre de até 4%. 
Depósitos do subsistema hidrotermal magmático vulcânico subaquático distais ,devemos comentar sobre os depósitos Sedex, já foi comentado os seus cinco tipo anteriormente, corresponde por 50% das reservas de zinco e 60% das reservas de chumbo conhecidas, atinge 15 milhões de toneladas de minério por depósitos, os depósitos proterozóicos tem jazidas de 90 Mt de minério de Zn-Pb. Todos os seus tipos contém jazidas de sulfetos, como por exemplo o topo Rosemary tem sulfetos Pb,Zn e Cu e sulfatos.
Sobre o ambiente geotectônico dos subsistema hidrotermal magmático subvulcânico (vulcânico emerso) , as intrusões plutônicas rasas e vulcões emersos ocorrem associados às zonas de subducção, junto a margens continentais ativas do tipo andino ou em arcos de ilhas a uma distância de 100 km do front de magmatismo ativo, esses são os depósitos do filoneanos e disseminados de ouro de alta ou baixa sulfetação ,dos depósitos formados juntos a fontes hidrotermais (boratos e mercúrio), depositos Be- F-U do tipo Spor Mountain, dos depósitos tipo manto e dos tipo mexicano (Sn). Já a formação dos depósitos tipo Carlin (com ouro disseminado) forma-se em locais onde intrusões atinjam rochas rochas carbonáticas impuras,carbonas, em ambientes não marinhos. Magmatismo associado às zonas de falhas normais(alto ângulo), associados a bacias tipo rift em margens continentais. Associadosaos complexos alcalinos geneticamente, temos os depósitos de urânio tipo Poço de Caldas e depósitos filoneanos com terras raras. Forma-se no interior dos continentes junto a falhas profundas que atingem a astenosfera, considerado ambiente de rift intracontinental ou zonas de falhas transformantes formada durante a abertura dos oceanos. Os depósitos tipo Olympic Dan (IOCG) e tipo Kiruna (IOA) são modelos ainda em desenvolvimento, segundo Biondi (2003), mas são depósitos formados por intrusões subvulcânicas que afetam bacias sedimentares formando grabens (pequena dimensões), entulhados por sedimentos marinhos rasos, normalmente junto a margens continentais.
Sobre os depósitos importantes a serem mais comentados no subsistema hidrotermal magmático subvulcânico, principalmente sobre suas jazidas e importância econômica. Podemos começar pelos depósitos Au e Ag filoneanos de alta e baixa sulfetação, são normalmente pequenos e tem em média 2 milhões de toneladas de minério, os teores de Au são menores de 10 ppm e o teores de Ag variam de 18 a 130 ppm, além disso apresentam jazidas de cobre, esse tipo é formado em confinadas em domos vulcânicos (ambiente restrito)(alta sulfetação) , agora os depósitos de baixa sulfetação apresentam mais baixos teores de cobre, mas temos Ag, Zn e Pb tem valores maiore, esses elementos são explorados como subproduto das jazida de ouro. Os depósitos do tipo Hot Spring Au-Ag, onde temos Au e Ag disseminados, são considerados depósitos de alta sulfetação e têm reservas de mais 13 milhões de toneladas de minério, vale ressaltar duas ocorrências de depósitos de Hg tipo Amaden( espanha) e Borate Spring. Comentando, sobre os depósitos tipo Carlin que são depósitos estratiformes, apresentam o ouro disseminado em sedimentos carbonato-carbonoso , existem vários depósitos, apresentam teores médios de Au e são separados de acordo com seus teores de Ag ( podem ser dividido em 2 tipos), como já citado possui jazidas de ouro e prata, contudo existe, no andes, o tipo Manto que apresenta depósitos de cobres. Kiruna e Olympic Dan são plutões rasos, têm elevados teores de ferro nos seus depósitos, Kiruna apresenta jazidas de Fe e P, já Olympic Dan tem jazidas com Cu-U-Au-Ag e terras raras em brechas oxidadas mineralizadas com hematita e magnetita, interessante comentar que ele apresenta importantes teores de U e Cu, baixos teores de ouro e prata e teores de terras raras acima do background segundo Biondi (2003), ele é um exemplo clássico de depósito, que se formou a partir de uma falhamento extensional que causou um falhamento na rocha granitóide e a formação de um micro-bacia.
Para finalizar, iremos falar da geotectônica do subsistema hidrotermal magmático plutônico profundo, denominado o granito mantélico, de granito do tipo M, que seriam formados em ambiente de arco de ilhas. Os granitos tipo I foram denominados cordilheranos, pois ocorrem nas cordilheiras formadas por arcos magmáticos de margens continentais. Em regiões pós-colisional , considera-se a coexistência de granitos do tipo I e tipo S, enquanto os de colisão seria o tipo S. Ainda há classificação que inclui granitos do tipo A ou anorogênicos que são formados em ambientes pós-orogênicos ou anorogênicos com propriedades semelhantes a granitos de derivação sedimentar, tem composição alcalina e formou-se em regiões de rift , tem razões altas de Ga sobre Al, altas concentrações de monazita e zircão, e altos teores de Nb,Ga, Y, Tr, além disso são granitos férteis que geram depósitos de cassiterita e columbita junto com fluorita.
Os granitos tipo I formam depósitos apicais disseminados com Au, Mo, Au; já os tipos S geram depósitos do mesmo tipo com Sn (Ta,Nb) que se formam na cúpula de plutões e apresentam rochas com textura porfiritica. Os depósitos com minérios sulfetados formados a partir dos de plutões do tipo I são chamados de tipo cobre porfiriótico, os que têm óxidos como minerais de minério , formados nos plutões tipo S, são chamados de Greisen. Esses depósitos em Greisens são sempre constituídos por uma parte de minérios disseminadas que é de fato o Greisens e uma parte filoneada, os filões de Greisens. Geralmente se lavra os filões de Greisen. Os depósitos escarníticos associados aos granitos tipo I têm depósitos Cu(Au), Zn e Pb(Ag) podem ter depósitos de W. Já os depósitos escarníticos associados ao tipo S apresentam W(Mo), Sn(Mo,Bi), U e Fe; são formados pela alteração do plutão granítico com uma rocha carbonática. Os depósitos disseminados associados ao granito tipo I tem Zn, Pb e Ag; os tipo S e cassiterita e sulfetos. Os depósitos filoneanos associado aos granitos tipo I tem Au (Cu, Pb, Zn) e os tipo S têm Sn e W (Ta). Os pegmatitos constituem a maior diferença, os pegmatitos associados ao tipo I são lavrados para a indústria de cerâmica pelo seu feldspato. Já os pegmatitos associados aos granitos do tipo S têm depósitos de metais como Li,Be e Ti, os tipos S geram pegmatitos com lavras de pedras preciosas como esmeraldas, turmalina, rubi e safira.
Importante comentar um pouco mais sobre alguns depósitos. Os Greisen tem composição muito variadas e dimensões menores, os mais comuns têm mineralizados de Sn (cassiterita), temos Greisen com depósitos de W, são também comum Greisen com Be (W, Ta), Be (Zr,Tr) e Nb+Ta, importante comentar dos Greisen tipo Nigerianos que produzem rubis, safiras, esmeralda, zircão e fluorita junto a granitos tipo A. Os escarníticos são conhecidos por numerosas jazidas de scheelita (W), mas os depósitos mais importantes são de Fe (hematita e magnetita) e Cu podem ter depósitos de Au, são em torno de 168 depósitos cadastrados que tem na ordem de 7,2 milhões de toneladas e teores de Fe em média de 50%. Os depósitos filoneados plutónicos mais comum têm mineralizados de Ag e Pb, com subproduto de Zn,Cu e Au; os depósitos tipo cobalt tem jazidas de Ag,As, Ni e Cu, tem também depósitos filoneados com Mn.
O que são épocas metalogenéticas? Qual a relação entre depósitos minerais, evolução geotectônica e o Great Oxigenation Event? Cite e explique pelo menos 3 exemplos de depósitos minerais marcadores de estágios geotectônicos diferentes.
R:
Segundo Robbs (2005) a metalogênese é o estudo da gênese dos depósitos minerais com ênfase na sua relação de espaço e tempo com as características da crosta terrestre. Ao longo da história da terrestre ocorreram diversas mudanças na crosta terrestre e na superfície terrestre, principalmente nos processos mineralizadores a partir de 3000 Ma. Assim, as grandes variações dos processos resultaram em várias mudanças nos tipos de depósitosque foram gerados ao longo do tempo geológico. Em especial, algumas épocas são marcadas por ambientes geológicos favoráveis ao desenvolvimento de um ou mais processos geológicos específicos, sendo assim capazes de gerar tipos específicos de depósitos. Podemos ainda , ser mais específicos, por exemplo durante o Arqueano tivemos grandes depósitos de ouro orogênico (lode gold) de idade de mais ou menos 2700 Ma, nessa época tínhamos a abundância dessas zonas de ouro orogênicos associados aos ambientes de convergência. Então temos, que cada idade dessas é marcada por um tipo específico de depósitos, onde uma maior quantidade de depósitos vão ter idades semelhantes , cada idade dessas é uma época metalogenética, isto é, o intervalo do tempo geológico durante o qual a formação de depósitos minerais foi especialmente favorável.
Para determinar as idades das épocas metalogenéticas podemos utilizar as datações U-Pb dos cristais de zircões e também utilizar o decaimento de Lutécio(Lu) para Háfnio (Hf), a variação de Háfnio (εHf) no cristais de zircão contém informações sobre os retrabalhamentos da crosta. Quando temos períodos de colisão continental com a destruição de crosta oceânica em zonas de subducção não teremos adição de crosta juvenil (continental Loss), os valores de εHf <0, assim temos excesso de retrabalhamento crustal, esse retrabalhamento está muito associado a colisões e subducções que coincidem com os períodos