Geologia Economica I

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2022 Geologia Econômica I UFPR Geologia 
Milena Coraleski 
 
 
 
 
 
 
 
Anotações Econômica I
 
2022 Geologia Econômica I UFPR Geologia 
Milena Coraleski 
Conceitos básicos e definições 
 
 
 
Geologia Econômica – disciplina que cobre todos os 
aspectos pertinentes a descrição e compreensão dos 
recursos minerais e capacita os geólogos para 
trabalhar com os minerais e as indústrias 
relacionadas. (Robb, 2004) 
Ramo da geologia que estuda a gênese dos depósitos 
minerais, enfatizando suas relações espaço-tempo 
com as feições geológicas observadas na crosta 
terrestre. 
 
⇒ Também conhecida como metalogenia e que 
abordará conceitos de mineralogia, petrologia, 
geoquímica, geologia estrutural, geofísica, 
hidrogeologia, vulcanologia, sedimentologia. 
 
Brasil e os bens minerais 
Exportador: Nióbio (1º); 
Ferro (2º); Vermiculita (3º); 
Grafita (3º); Vanádio (4º); 
Bauxita (5º); Caulim (7º); 
 
Atende a demanda interna e exporta: Estanho; Níquel; 
Magnesita; Manganês; Cromo; Ouro; Rochas 
ornamentais; 
Autossuficiente: Calcário; diamante industrial; 
Tungstênio; Talco; 
Produz e depende de importação: Cobre; enxofre; 
titânio; Fosfato; Diatomito; Zinco; 
Possui dependência externa: Carvão metalúrgico; 
Potássio; Terras raras; 
❗ China é um grande produtor e consumidor de bens 
minerais. 
A produção mineral no Brasil é composta por 80% 
metálicos, sendo dentro desse valor 72,8% ferro, 
seguido por cobre 7,9% e ouro 10,5%. 
⇒ MG e PA representam 89,4% da produção do BR. 
Potencial mineral do território brasileiro: mapa do 
Brasil dividido em duas grandes porções: 
embasamento pré-cambriano e cobertura fanerozoica. 
⤷ Maior parte das áreas de exploração estão sobre o 
embasamento pré-cambriano. 
 
 
 
Depósito mineral: são acumulações ou 
concentrações anômalas locais de rochas ou minerais 
de interesse econômico. (Cavalcanti Neto e rocha, 
2010). 
Qualquer concentração mineral de grande porte que 
se acredita que possa ser explorada ou que é 
explorada economicamente. (Biondi, 2015). 
Concentração anômala: quando a concentração das 
substâncias minerais estão em concentrações acima 
daquelas observadas na composição média da crosta 
terrestre, ou seja, acima do seu CLARKE. 
Ocorrência mineral: depósito cujo aproveitamento 
econômico não é viável. (Cavalcanti Neto e Rocha, 
2010). 
Condições mínimas para 
formação de depósitos 
minerais 
Duas etapas: ⠀⠀⠀ 
Econômica I – processos 
relacionados ao sistema 
endógeno. 
Econômica II – processos 
relacionados ao sistema 
exógeno. 
Conceitos 
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Jazida mineral: ocorrência de minério em quantidade, 
teor e características físico-químicas (reservas) que, 
junto com condições suficientes de infraestrutura e 
localização, permitem a sua exploração econômica. 
(glossário CPRM). 
⤷ O que hoje é uma jazida, amanhã pode ser uma 
ocorrência mineral e vice versa; essas definições não 
dependem só do teor. 
Minério: mineral ou rocha contendo mineral(is) de 
interesse econômico, possível(is) de ser extraído e 
processado economicamente. 
Mineral de minério: 
mineral que possui o 
elemento de interesse 
econômico. 
Mineral de ganga: os 
minerais sem valor 
econômico, naquele local, 
que estão associados ao 
minério. 
Geralmente, a ganga é prejudicial à economicidade da 
lavra por diminuir o teor, dificultar a extração ou o 
beneficiamento do minério; 
⤷ Os minerais de ganga normalmente são minerais 
translúcidos, já os minerais de minério tendem a ser 
opacos. 
Fluido hidrotermal: do grego hydro = água; thermos 
= quente; qualquer tipo de água: meteorica, oceânica, 
de minerais etc. não importa a origem, a partir do 
momento que é aquecido (seja por gradiente 
geotérmico ou por intrusões, ou ainda de outra 
maneira, esse fluido será considerado hidrotermal). 
Fluido hidatogênico: são fluidos quentes de origem 
não magmática capazes de depositar metais. (Biondi, 
2015). 
⤷ Como há certa dificuldade em determinar a origem 
dos fluidos, esse termo não será usado nas aulas de 
G.E. 
Depósitos singenéticos: do grego syn = igual, 
síncrono; são depósitos em que a mineralização está 
geneticamente relacionada a rocha que a está 
encaixando. (exemplo: BIF). 
Depósitos epigenéticos: aqueles em que a 
mineralização é desvinculada ao processo de 
formação da rocha encaixante. (exemplo: rocha 
fraturada, preenchida por sulfetos). 
Alteração hipogênica: alteração que se forma abaixo 
da superfície, dentro da crosta; alteração hidrotermal. 
Alteração supergênica: alteração que se forma 
acima da crosta. Alteração intempérica; 
 
 
⇒ Estoque: minerais; fluidos-aquosos, fusões 
silicáticas; cátions, ânions (íons = associados dos 
fluidos ou as estruturas dos minerais). 
Para conseguir o estoque é necessário energia (calor) 
para remobilizar os elementos; depois esses 
elementos têm que se concentrar; 
⇒ Armadilhas: ebulição; mudança de pH, mudança 
de Eh; mistura de fluidos; reação com rochas; 
saturação; mudança de fácies; mudança de 
temperatura; 
 
 
 
 
 
 
❗ O que é considerado 
mineral de minério em 
um determinado 
depósito, pode não ser 
mineral de minério em 
outro. 
Condições mínimas para 
formação de um depósito 
mineral 
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Depósito de sulfeto maciço → cobre, zinco, chumbo 
→ associado a um ambiente vulcanogênico. 
 
Fonte: Robb, 2004. 
 
Associado a dorsais mesoceânicas → magmatismo 
de fundo oceânico + água do mar fria (densa) 
(levemente alcalina e rica em sulfatos). 
Crosta oceânica fraturada (processos de expansão do 
assoalho oceânico); água do mar percola pelas 
fraturas da crosta. 
Gradiente geotérmico elevado em função do 
magmatismo; água é aquecida; aumenta a 
capacidade de solubilizar/lixiviar metais presentes na 
crosta. 
Água → se aquece → carrega metais → se torna 
menos densa → ascende novamente em direção a 
crosta/assoalho oceânico. 
Durante o aquecimento da água e lixiviação das 
rochas, o fluido hidrotermal se torna ácido, com 
caráter redutor, rica em sulfeto e em metais, 
principalmente ferro e cobre. 
Quando a água aflora e entra em contato com a água 
do mar fria, ocorre a mudança de temperatura, pH, Eh 
e o fluido hidrotermal perde a capacidade de carga 
quase que instantaneamente e então precipita os 
metais que se enriqueceu e deposita sulfetos maciços. 
⤷ Depósitos ricos em cobre e zinco. 
⤷ Conhecidos como depósitos do tipo CHIPRES 
associado a dorsal mesoceânica. 
 
Depósito de sulfeto 
maciço tipo 
vulcanogênico (VMS) 
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Formação de Minério 
 
 
 
Fonte: modificado de Robb, 2004. 
 
Limites bem definidos entre os tipos de rochas. 
 
 
Fonte: modificado de Robb, 2004. 
 
Processos metalogenéticos, limites são bem 
irregulares, mostrando que o hidrotermalismo se 
sobrepõem e ocorre em conjunto com os outros 
processos. 
Tipos de metamorfismo 
 
 
 
4 tipos de metamorfismo: 
⤷ Metamorfismo de impacto (bombardeamento de 
meteoritos). 
 
⤷ Metamorfismo de contato: recristalização das 
rochas encaixantes em função da temperatura. 
Esse processo não é interessante para a geologia 
econômica pois não gera mineralização. 
❗ O que gera mineralizações é a troca de fluido entre 
a intrusão e a encaixante, que por definição não é um 
metamorfismo e sim um METASSOMATISMO 
(depósitos gerados pelo hidrotermalismo, não pelo 
metamorfismo). 
São gerados os depósitos escarníticos (gerados pela 
interação entre o fluido e as rochas encaixantes). 
 
⤷ Metamorfismo de fundo oceânico: ocorre 
serpentinização da crosta oceânica, onde há interação 
da água do mar com as rochas da crosta. 
Por definição não é um metamorfismo, pois há troca 
de matéria entre as rochas do fundo oceânico e a água 
do mar. Também ocorre processosde 
METASSOMATISMO. 
 
⤷ Metamorfismo regional: é por definição, um 
processo metamórfico. Ambiente de 
colisão/subducção de placas, aumento de 
temperatura e pressão, ocorre reequilíbrio 
mineralógico das rochas. 
Geração de depósitos de rochas e minerais industriais. 
 
 
 
 
 
 
 
 
Por processos ígneos, 
hidrotermais e metamórficos: 
morfologia e principais 
texturas associadas ao minério 
❗ Contato e fundo oceânico → associado a 
geração de depósitos do sistema hidrotermal. 
 
❗ Regional → geração de depósitos de 
grafita; silicatos de alumínio; mármores e 
quartzitos; rochas ornamentais. 
 
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⤷ Metamorfismo dinâmico: ao longo das zonas de 
deformação mais intensas pode haver percolação de 
fluidos, onde esses podem ter origem variada e 
nessas zonas associadas a deformação haverá 
também a formação de depósitos minerais. 
 
❗ Principal mecanismo de geração desses depósitos é 
a deformação gerada, e não o metamorfismo em si. 
 
 
 
 
 
 
 
 
Guilbert e Park (1986) → clássicos 
Jebrak et Marcoux (2008) * preferido pela professora 
⤷ Classificam os depósitos mais relacionados com o 
tipo de ambiente, tipo de rocha. 
 
Robb (2004); Biondi (2015) 
⤷ Classificação mais relacionadas aos processos. 
Essa classificação é, de uma forma, mais simples. 
Os sistemas hidrotermais é classificado por Biondi 
como sistema hidatogênico, pois em sua concepção 
os fluidos hidrotermais têm origem magmática, e os 
fluidos que apresentam origem diversa, ele classifica 
como hidatogênico. 
Não é adotado uma classificação específica, 
entretanto a matéria seguira uma ordem de 
classificação conforme Guilbert e Park. 
 
 
 
 
Detalhando os processos mineralizadores em cada 
um dos domínios, tem-se: 
Agentes mineralizadores em um ambiente de 
magmatismo: 
A cristalização fracionada como sendo um 
mecanismo formador de mineralizações. Esse 
processo de cristalização faz com que haja 
acumulação residual de fluidos e elementos 
incompatíveis (raio iônico muito grande; não entram 
com facilidade na estrutura dos minerais; acumulados 
preferencialmente em minerais crustais). 
Esses fluidos finais podem ser exsolvidos, liberados 
do magma (em fases finais de cristalização) e então 
gerar mineralizações nessa transição entre o 
magmatismo e o hidrotermalismo (depósitos do 
sistema magmato-hidrotermal). 
Pode haver processo de metamorfismo, que implicará 
na desidratação mineral (principalmente no 
metamorfismo de alto grau), então esses fluidos 
gerados a partir da desidratação metamórfica 
podem percolar através de fraturas, descontinuidades 
na crosta e gerar sistemas hidrotermais. 
Pode haver mudanças físico-químicas de fluidos 
que implicarão na perca de capacidade de carga 
desses fluidos (aborda tanto ambiente de 
sedimentação como de precipitação de minério 
hidrotermal). 
Também há os processos de sedimentação física, 
precipitação química e precipitação biológica 
capazes de gerar depósitos minerais. 
Classificação dos 
depósitos minerais 
❗ se observa tanto para litologia, como 
ambiente e os processos que estão 
associados. 
Processos Mineralizadores 
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Estudo da forma dos depósitos minerais. Está ligado a 
identificação da estrutura da rocha (feições globais, 
que independem dos minerais que formam a rocha e 
que dão evidências de formação). 
 
⇒ Quais fatores controlam a morfologia das 
mineralizações? 
⤷ Natureza e propriedade das encaixantes (principal 
fator) (porosidade, permeabilidade, composição 
química etc.). 
⤷ Natureza e magnitude dos processos 
mineralizadores. 
⤷ Processos magmáticos que podem gerar 
mineralizações: o que vai condicionar a 
morfologia de uma mineralização dentro do 
contexto magmático é 1) profundidade da 
câmara magmática está inserida, a 2) fluidez, 
teor de voláteis, que vão permitir que a câmara 
ascenda mais ou menos na crosta, e 3) 
gradiente geotérmico. 
Tudo dependerá da magnitude e dos processos 
mineralizadores. 
Exemplo: mineralizações filonianas, que ocorrem em 
um nível crustal mais raso, está mais sujeito a 
condicionantes dentro de um contexto rúptil, onde a 
porosidade e permeabilidade das rochas é maior do 
que, por exemplo, na região onde há predomínio de 
ambiente de deformação dúctil. 
⤷ A geometria, a textura, estrutura dos veios é 
completamente diferente. 
 
 
 
Termo que é sinônimo para veios. Filão = Veios. 
Filão pode ser utilizado com caráter metalogenético, 
entretanto não é sinônimo de mineralização. Por 
exemplo: pode existir um veio de quartzo que não seja 
mineralizado. 
Principais características: 
⤷ São estruturas bastante desenvolvidas em duas 
dimensões, mas geralmente com espessura bem 
reduzida. 
⤷ São depósitos epigenéticos (estruturas geradas 
tardiamente em relação a encaixante). 
⤷ Controle estrutural bastante definido. 
⤷ Definição dos parâmetros estruturais. 
Geralmente as mineralizações estarão associadas a 
deformações distensionais da crosta (falhas, zonas de 
rift, cisalhamento, sítios transtensivos) 
❗ Mineralização filoniana e geologia estrutural são 
indissociáveis, onde a compreensão de uma passa 
necessariamente pela outra. 
Encaixantes e fluidos de natureza variada. 
 
Morfologia dos depósitos 
minerais 
Depósitos Filonianos 
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Outras informações podem ser extraídas dos veios e 
auxiliam na compreensão dos processos 
metalogenéticos e as texturas e estilos de 
preenchimento auxiliam na compreensão desses 
processos. 
Descrição das estruturas: 
Em contexto rúptil (maior parte dos depósitos em veios 
se encontram nesse contexto); 
 Zona de transição. 
Em contexto dúctil (menos comum e menos 
frequente); 
Observar os aspectos: controle estrutural (se nítido ou 
não); se há ou não reação com a rocha encaixante; 
 
⇒ STOCKWORDS: Veio que não apresenta origem 
relacionada a deformação tectônica, mas sim aos 
processos de exsolução de fluidos durante as fases 
finais de rochas graníticas. 
“quando ocorre a exsolução dos fluidos/voláteis, 
gerando um sistema hidrotermal, esse processo faz 
com que haja aumento de volume do fluido que antes 
estava dissolvido no magma, e esse processo gera 
fraturamento na região de cúpula do granito, e pode 
gerar também fraturamento nas rochas encaixantes.” 
Padrão irregular de fraturamento, grande 
concentração (veios, vênulas), geralmente são 
preenchidos por minerais hidrotermais. 
⤷ Mineralização bem comum em depósitos tipo 
pórfiro. 
 
 
⤷ São controlados pela estratigrafia. 
⤷ Podem ser singenéticos ou epigenéticos. 
⤷ Não necessariamente possuem geometria tabular, 
mas estão contidos dentro de um estrato, podendo ser 
continuo ou descontinuo. 
❗ Na literatura inglesa utiliza-se o termo “strata 
binding”. 
É necessário descrever o controle estratigráfico da 
mineralização em relação aos demais litotipos e 
descrever a geometria da mineralização dentro do 
estrato. 
O mais comum é que esses depósitos se associem a 
rochas sedimentares ou vulcânicas. No caso das 
rochas sedimentares, principalmente quando as 
mineralizações estão associadas a níveis mais 
arenosos (porosos), podem apresentar continuidade 
lateral extensa. 
 
 
 
Existem depósitos que não possuem um controle 
estratigráfico bem definido, é uma mistura de controle 
estrati e estrutural. O que acarreta geometrias 
complexas, que podem receber a denominação de 
“AMAS”. 
Depósitos Estratiformes 
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Geralmente são depósitos epigenéticos; apresentam 
controle misto (estratigráfica e estrutural); 
Feições que são observadas em bacias sedimentares 
que contêm rochas deformadas, e frequente em 
rochas carbonáticas, não tantopela deformação mas 
pelos processos de dissolução da rocha. Também nos 
escarnitos, que são depósitos gerados pela reação 
entre os fluidos exsolvidos de uma intrusão ígnea com 
rochas carbonáticas. 
 
 
 
 
 
São geometrias, que assim como as filonianas, 
também apresentam maior expressão em duas 
dimensões. 
Podem estar preenchidas por brechas mineralizadas 
ou rocha magmática, como por exemplo rochas 
alcalinas portadoras de diamantes. 
A formação dessas estruturas pode estar associada a 
explosões vulcânicas, ou freatomagmáticas, podem 
também ser de origem cárstica quando associadas a 
rochas carbonáticas. 
Ou seja, são: 
⤷ São depósitos epigenéticos. 
⤷ Mineralizações principalmente de origem 
magmática. 
⤷ Geometria cilíndrica no eixo maior. 
⤷ Frequentemente preenchidas por rochas alcalinas 
ou brechas. 
⤷ Pode ocorrer associado ao relevo cárstico. 
 
 
Em afloramentos são estruturas de difícil identificação. 
 
Brechas mineralizadas 
São estruturas que estão associadas a níveis 
estruturais superficiais (dentro do domínio rúptil), 
sendo dividido em dois grupos principais de brechas, 
sendo 1) brechas de dissolução e 2) brechas de 
ruptura (mecânica). 
 
Depósitos Chaminé ou pipe 
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⇒ Brecha de cominuição: é caracterizada por 
fragmentos angulosos, de tamanho variado 
(heterogêneo), pode ter ou não farinha de rocha como 
matriz. 
⇒ Brecha de colapso: onde haverá material 
preenchendo porosidade dentro de uma rocha. Essa 
estrutura pode ocorrer nos mais variados litotipos e a 
origem dessa estrutura é tectônica (colapso por 
gravidade). 
Podem ser materiais com grau de arredondamento e 
seleção bastante variado. 
Como diferenciar uma brecha de colapso de uma de 
cominuição? Na de cominuição se vê uma relação 
genética entre a geração do material de 
preenchimento e a falha que a gerou, e na de colapso, 
se tem uma brecha onde a parede/limite externo é 
bem marcado e o material preenche a estrutura sem 
deformação ou interação com as paredes. 
⇒ Brecha hidráulica: gerada durante a exsolução de 
fluidos associados principalmente a cúpulas de 
intrusões graníticas, ou as vezes a ascensão de 
fluidos hidrotermais em níveis crustais mais rasos e 
em ambiente vulcânico. 
A exsolução do fluido faz com que ele aumente de 
volume, gere fraturamento das paredes da estrutura 
pela qual o fluido percola. Geralmente não tem 
mobilização muito grande dos fragmentos. 
São comuns em cúpulas graníticas e em regiões de 
vulcanismo com sistema hidrotermal relevante. 
⇒ Brecha de explosão: é caracteristica de ambiente 
vulcânico, apresenta características semelhantes a 
brecha de cominuição entretanto a diferença é que 
nesta haverá fragmentos de rocha ígnea em meio a 
uma matriz também ígnea. 
⇒ Brecha de fluidização: é gerada pela circulação de 
fluidos, principalmente densos, carregados de 
fragmentos, que são comuns em pipes de rochas 
alcalinas. 
⇒ Brecha de dissolução: de origem química, de certa 
forma também está no mesmo contexto das brechas 
de colapso, a diferença é que na de colapso a abertura 
dos espaços está associado ao processo tectônico 
(sítios distensivos), e na de dissolução, a origem da 
estrutura é química, associada a relevos cársticos. 
 
 
 
Texturas são feições que descrevem as 
características dos minerais constituintes das rochas. 
Forma, dimensão, estrutura interna, tamanho, 
articulação, tipo de contato etc. 
 
Qual a relevância? 
É muito relevante fazer a diferenciação entre os 
minerais, essa caracterização dos minerais, para que 
se possa montar a história de formação de um 
depósito. 
Qual a diferença entre textura e estrutura? 
“Estrutura é toda a feição petrográfica na escala 
macroscópica, desde escala de amostra de mão, também 
chamada escala mesoscópica, até a escala de afloramento 
e maior determinada pela organização de 
homogeneidades e de heterogeneidades texturais e/ou 
composicionais, bem como de superfícies de 
descontinuidade física. 
As estruturas dividem-se em primárias e secundárias: 
⤷ estrutura primária - estrutura desenvolvida com a 
formação da rocha sedimentar ou ígnea; 
⤷ estrutura secundária - estrutura decorrente de 
deformação ou metamorfismo da rocha. 
Exemplos de estruturas primárias: estratificação, 
estratificação cruzada, marcas de onda, estrutura 
miarolítica. 
Exemplos de estruturas secundárias: dobra, clivagem de 
crenulação, xistosidade, fratura, bandas metamórficas” 
(CPRM, 2018). 
“A textura de uma rocha refere-se ao tamanho, forma, 
disposição, contatos e arranjo ou organização de seus 
componentes minerais e, se existirem, vítreos. 
Textura dos minerais de 
minério e ganga 
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A escala de estudo das texturas é, preferencialmente, 
microscópica. 
O estudo e interpretação da textura de uma rocha envolve 
níveis de abordagem distintos, mas inter-relacionados: 
elementos texturais intragranulares e intergranulares, ou 
seja, feições texturais internas de um grão ou cristal, como 
zonação, inclusões, exsoluções,.. e feições texturais entre 
grãos ou cristais, como tipos de contatos entre grãos e 
padrões, em tamanhos e formas, de organização dos 
componentes minerais associados. Exemplos de texturas: 
rudítica, granoblástica, porfirítica, fanerítica, 
microcristalina, perlítica etc.” (CPRM, 2018). 
 
Morfologia dos veios de quartzo (Vearncombe, 1993) 
⤷ Drusa 
⤷ Textura de quartzo em pente 
⤷ Textura coliforme 
⤷ Texturas de preenchimento → crak and seal → 
abertura e selamento concomitante da estrutura. 
Guarda informações dos processos de deformação. 
 
 
Feições indicativas de preenchimento de espaços 
vazios significam o que em termos de processos? 
Se existe um mineral preenchendo uma cavidade 
vazia, indica que algo ocorreu, algum fluido percolou 
por aquele espaço para que ele pudesse se cristalizar. 
Tem relação principal com a porosidade e a 
permeabilidade da rocha. 
⤷ Porosidade primaria → associada a processo de 
sedimentação, por exemplo. 
⤷ Porosidade secundária → associado a fraturamento 
etc. 
❗ Indica circulação de fluidos hidrotermais. 
Associadas a porosidade secundária: 
⤷ Textura em “esponja” ou vug texture. 
Comum em epissienitos (mineralização de U) e 
albititos (sódica). 
Porosidade secundária pode ser formada por 
dissolução ou deformação, e podem ser preenchidas 
total ou parcialmente. 
 
Dissolução. Fonte: Taylor, 1992. 
 
 
Deformação. Fonte: Borgo. 
 
Minerais euédricos comuns em cavidades: 
Silicatos: quartzo (qtz) e feldspato (fsp). 
Outros: cassiterita (cst) e fluorita (fl). 
Sulfetos: Galena (gn), esfalerita (sp) e calcopirita 
(ccp). 
Exceções: pirita (py), arsenopirita (apy), calcita (cal) e 
siderita (sd). 
⤷ São minerais que geralmente podem se cristalizar 
com hábitos euédricos mesmo a partir de substituição 
de outros minerais, e não necessitam estar em uma 
cavidade para se formar com habito euédrico. 
⤷ Textura laminada/bandada, comum de minerais de 
sílica. 
⤷ Textura costiforme. 
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⤷ Cristais zonados (pode ter inclusões fluidas). 
Outras texturas: 
⤷ Hábito dendrítico e esqueletal. 
São indicativas de um fluido que se supersaturou 
muito rápido e acarretou na cristalização desses 
minerais. 
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Minerais de minério: 
 
Uma diferença significativa entre mineral de minério e 
mineral de ganga, é o fator que a maioria dos minerais 
de ganga, são minerais formadores de rocha 
(silicáticos, carbonáticos etc.), são minerais que em 
sua grande maioria são transparentes ou translúcidos, 
onde os minerais de minério são em sua grande 
maioria, opacos. 
⇒ Identificação dos minerais 
Feita com base nas propriedades físicas dos minerais. 
⤷ Ópticas: decorrentes da incidênciada luz. 
⤷ Cor; 
⤷ Brilho; (não muito uteis para minerais de 
minério). 
⤷ Embaçamento (oxidação da superfície do 
mineral que pode implicar na alteração da cor 
original do mineral). 
⤷ Cor de traço; (propriedade bastante útil). 
⤷ Radioatividade: restrito aos minerais portadores de 
elementos pesados que possuem núcleos instáveis. 
⤷ Magnetismo: capacidade de alguns minerais de 
serem atraídos pelo campo magnéticos de um ima. 
⤷ Densidade: determinada pelo razão entre o peso e 
o volume de um mineral. 
⤷ Mecânicas: diretamente associado ao arranjo 
atômico dos minerais (distância das ligações 
químicas, tipo de ligação química etc.). 
⤷ Dureza (escala de Mohs); 
Unha com dureza aproximada de 2,5. 
Moeda de cobre com dureza aproximada de 3,5. 
Canivete com dureza aproximada de 5,5. 
Vidro com dureza aproximada de 5,5. 
 
⤷ Clivagem 
⤷ Fratura 
 
 
 
Forma sequência de testar as propriedades para 
poupar tempo na identificação. 
 
 
Informações complementares: 
 
Chave de identificação 
mineral 
principais grupos e 
características 
diagnósticas 
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Fluidos mineralizadores 
 
O que é fluido? 
Toda substância capaz de fluir ou escoar, ou seja, 
substâncias que se deformam continuamente quando 
submetidas a uma tensão de cisalhamento, não 
importa quão pequena possa ser essa tensão. 
⤷ Pode estar falando de um liquido, gás ou até mesmo 
substâncias em estado sólido. Ex.: água (liq), geleiras 
(soli), magma (viscoso). 
 
Qual a importância de se compreender a natureza, a 
origem e as características dos fluidos 
mineralizadores? 
Eles contribuem ativamente nas formações dos 
depósitos minerais. 
Depósitos formados a partir de processos: 
⤷ Ígneos: fala-se de magma (fundido silicático). 
⤷ Hidrotermais: fala-se de água aquecida. 
⤷ Sedimentar/intempérico: fala-se de água (processo 
químico etc.) 
❗ Na maior parte dos processos o fluido mineralizador 
é a água. 
 
⇒ Fluido hidrotermal: fluido aquoso de origens 
diversas, aquecidos (50-450ºC) e que contém solutos 
(cátions, aníons e coloides), os quais podem ser 
precipitados quando o fluido experimentar mudanças 
nas condições físico-químicas vigentes. 
 
O que é necessário para ter um fluido hidrotermal? 
Inicialmente se necessita de uma fonte de calor e uma 
fonte de fluido (podem ter a mesma origem ou origens 
distintas). 
Quais as fontes de calor mais comum na crosta? 
⤷ Sistemas magmáticos 
⤷ Gradiente geotérmico 
⤷ Decaimento radioativo 
⤷ Reações metamórficas 
 
Fonte de fluido: 
⤷ Marinho 
⤷ Juvenil 
⤷ Meteórico 
⤷ Conato 
⤷ De reações metamórficas ou misto 
 
 
E como esses fluidos vão gerar depósitos? 
Através da interação com as rochas da crosta 
terrestre. A circulação dos fluidos implicara em 
modificações das mais variadas natureza, sendo elas: 
⤷ Mineralógica. 
⤷ Texturais e estruturais. 
⤷ De porosidade. 
⤷ Isotópicas. 
 
 
 
Origens, características, 
agentes ligantes, circulação 
na crosta etc. 
2022 Geologia Econômica I UFPR Geologia 
Milena Coraleski 
 
 
 
São os fluidos gerados a partir da exsolução de 
elementos voláteis a partir de um magma. 
Vão ser compostos por: 
⤷ Voláteis (principalmente água e CO2) e minerais 
(principalmente quartzo, albita e feldspato potássico) 
de baixa temperatura de cristalização dissolvidos. 
⤷ Elementos comuns: cloro (Cl-, HCl), enxofre (H2S, 
HS-, SO4-), carbono (CO2, HCO3-). 
Os elementos comuns que estão associados a esses 
fluidos irão atuar como agentes de transporte dos 
elementos de interesse econômico, ou seja, vão atuar 
como ligantes e vão favorecer o transporte dos metais. 
⤷ Elementos LILE: Li, Be, B, Rb e Cs; Metais: Cu, Mo, 
Pb, Zn, Au, Ag, Sn, W, U, entre outros. 
Elementos de grande raio iônico e baixa carga, ou 
seja, elementos incompatíveis. Esses elementos têm 
dificuldade de entrar na estrutura dos minerais, e vão 
sendo acumulados residualmente nas fases finais de 
cristalização e geralmente são exsolvidos junto aos 
fluidos hidrotermais. 
 
A figura sintetiza o comportamento dos magmas em 
relação a geração dos sistemas hidrotermais. 
Se observa magmas menos diferenciados, de 
natureza máfica, com composição básica – 
ultrabásica, esses magmas não vão gerar sistemas 
hidrotermais com água. Podem exsolver voláteis mas 
principalmente gás carbônico. Não se observa fluidos 
magmáticos aquosos sendo exsolvidos de magmas de 
natureza máfica. 
Podem gerar fases imiscíveis ricas em sulfetos ou 
ricas em silicatos, a depender da composição. 
Conforme aumenta o grau de diferenciação dos 
magmas (teor de sílica), se observa uma 
transformação das fases hidrotermais exsolvidas. 
Magmas félsicos (mais ácidos), eles tem percentual de 
água maior associado, gerando salmoura aquosas, 
podendo ter teor diferenciado de CO2, e observasse o 
registro dessas características dos fluidos associados 
principalmente as inclusos fluidas. 
Pegmatitos → estão na transição entre a cristalização 
magmática e a geração de sistemas hidrotermais. 
 
São fluidos gerados pela compactação dos 
sedimentos. 
Os sedimentos vão sendo acumulados nas bacias de 
sedimentação e a depender das condições 
paleoambientais pode haver acumulo de água nos 
poros desses sedimentos. 
 
Fluidos magmáticos 
(juvenis) 
Fluidos bacinais ou 
conatos 
2022 Geologia Econômica I UFPR Geologia 
Milena Coraleski 
Observa-se a geração de fluidos em dois momentos 
durante a compactação: 
⤷ Pelo processo de compactação, que independe da 
temperatura. 
⤷ Água adsorvida nas estruturas dos minerais, 
principalmente nos argilominerais. 
Não é uma água estrutural (hidroxila ligada aos 
minerais). 
Quanto de água/fluido um sedimento acumula? 1 m3 
de sedimento seco comporta até 3500 L/m3 (folhelho). 
300 m de soterramento cerca de 75% dos fluidos são 
expulsos. 
Bacias de sedimentação tem potencial para formar 
sistemas hidrotermais bastante volumosos, com uma 
diversidade grande de sedimentos, com composições 
distintas, e a interação desses fluidos com esses 
sedimentos tem potencial para formar sistemas 
hidrotermais bastante salinos e carregados em metais. 
Os fluidos bacinais vão ter composições que vão 
depender das características dos sedimentos, da 
composição da alternância de camadas que eles 
circulam. 
As temperaturas variam de 90 a 120ºC. é possível 
encontrar até 40% de compostos dissolvidos, sendo 
eles principalmente íons HCO3-, Cl- e elementos mais 
solúveis Na, Ca, Mg, Sr, Ba e hidrocarbonetos. 
 
 
 
 
 
 
 
 
São aqueles fluidos gerados a partir das reações do 
metamorfismo, principalmente a desidratação mineral, 
esse processo vai ser observado principalmente 
associado ao metamorfismo regional (alto grau), 
principalmente durante o metamorfismo progressivo. 
 
Esse processo de desidratação vai disponibilizar 
principalmente água e gás carbônico para o sistema 
hidrotermal, ou seja, os fluidos metamórficos vão ser 
compostos principalmente por água e CO2. 
As temperaturas dos fluidos metamórficos entre 180 a 
600ºC. 
Os fluidos vão ser formados principalmente por H2O, 
CO2, se houver presença de matéria orgânica pode 
haver a liberação de metano (CH4), He, H2,N2,B, I. 
Limite da zona dúctil e rúptil da crosta como sendo um 
local potencial para deposição de metais associados 
aos fluidos metamórficos. 
 
 
 
Fluidos metamórficos 
2022 Geologia Econômica I UFPR Geologia 
Milena Coraleski 
 
 
 
Fluidos de origem marinha ou oceânica, que nada 
mais é água do mar que foi aquecida. 
A água do mar é aquecida em regiões vulcânicas 
(vulcanismo ativo). A água aquecida nessas regiões 
vão ser consideradas fluido hidrotermal. 
Dorsais mesoceânicas, arco de ilhas (subducção). 
 
500.000 milhões de tonelada/ano de água (Pomerol, 
2013). 
Importante mecanismo de reciclagem dos elementos 
no manto, porque as rochasda crosta são geradas a 
partir das fusões mantélicas e esse fluido de origem 
hidrotermal está lixiviando elementos de interesse 
econômico e trazem esses elementos para o ambiente 
marinho e formando depósitos. 
 
 
 
Fumarolas negras: são exalações de mais alta 
temperatura e mais carregadas em metais. 
Fumarolas brancas: possuem temperaturas pouco 
menores, e tendem a precipitar sulfatos. 
 
 
 
 
Se considera água meteorica todo fluido de qualquer 
origem que estiveram em equilíbrio com a atmosfera. 
O que significa dizer que o fluido esteve em equilíbrio? 
Significa dizer que esse fluido evaporou, formou uma 
nuvem, condensou e precipitou em forma de chuva. 
E como atestar que se um fluido esteve em equilíbrio 
com a atmosfera? Principalmente em função de sua 
composição isotópica. Esse processo modifica a razão 
isotópica do oxigênio e do deutério, pois a cada evento 
de precipitação os isótopos ficam mais pesados e se 
enriquece em isótopos mais leves, então as águas 
meteóricas terão uma composição isotópica mais leve 
que a água do mar. 
Fluidos marinho-oceânico 
Água meteórica 
2022 Geologia Econômica I UFPR Geologia 
Milena Coraleski 
 
Essa água durante o processo de equilíbrio com a 
atmosfera, ela dissolve O2, N2, CO2 e traços de gases 
nobres. Esse processo de solubilização do gás 
carbônico faz com que a água se torne levemente 
acida e tenha íons HCO3- (bicarbonato), SO42- Cl- e 
metais, que vão atuar como ligantes, entretanto são 
observados em baixa concentração, em função da 
origem dessa água (espécie de destilação da água). 
Do ponto de vista metalogenético essa água não tem 
um potencial grande de formar depósitos. 
 
 
Se observa uma influência maior dessa água nos 
sistemas supergênicos, que são sistemas 
mineralizadores associados aos processos de 
intemperismo, onde a água meteorica vai agir como 
agente de intemperismo químico. 
Sistemas epitermais. 
Elementos crustais são solubilizados através de 
reações de hidrolise, dissolução e oxidação. 
O equilíbrio térmico e químico dessas águas 
meteóricas com as encaixantes, no processo de 
circulação dentro da crosta pode gerar fluidos 
hidrotermais. 
 
 
 
 
A permeabilidade que irá permitir a circulação dos 
fluidos, e ela pode ou não estar associada a uma 
porosidade primaria ou secundária da rocha. 
 
 
 
Do ponto de vista metalogenético, se um fluido 
interage menos com a rocha, esse fluido se carrega 
menos em elementos que tenham valor econômico. 
 
 
 
Fluxos dos fluidos 
Capacidade de transporte 
dos fluidos 
2022 Geologia Econômica I UFPR Geologia 
Milena Coraleski 
 
É necessário que os elementos de interesse 
econômico sejam solubilizados e estejam disponíveis 
para que sejam transportados. 
É necessário solubilizar os elementos de interesse 
econômica, para a geração dos depósitos minerais. 
As reações de solubilização são endotérmicas, que 
são reações que precisam de energia térmica para 
que a reação se processe. 
Exceções: carbonatos e sulfatos. Isso se dá devido o 
tipo de estrutura dos minerais. 
 
Quanto mais sal tiver na água, maior será a 
capacidade de solubilização dos metais, quanto maior 
a temperatura, mais sal terá dissolvido na água e mais 
elementos de interesse o fluido consegue transportar. 
O que é necessário para que um fluido transporte 
metais? Temperatura e ligantes. 
Esses ligantes serão, principalmente, os complexos 
aniônicos, os oxianions, aquelas estruturas que têm 
um déficit de carga negativo. 
O tipo de ion complexo vai influenciar no tipo de 
elemento que esse fluido pode transportar. 
Dependendo da constituição desses íons complexos e 
do desbalanço de carga, eles irão se organizar 
tridimensionalmente de formas variadas. Ex.: 
 
Isso influencia na estabilidade desses complexos 
metálicos. 
O complexo metálico é essa organização dos íons, 
cátions metálicos que irão se ligar a moléculas neutras 
ou preferencialmente aos aníons complexos que farão 
o transporte desses metais. 
Os principais ligantes, do ponto de vista 
metalogenético são os íons cloreto (Cl-), os 
hidrogenossulfetos (HS- (S2-)) ou bissulfeto e as 
hidroxilas ou íons hidróxidos (OH-). 
Quando o enxofre está presente neste ligante, usa-se 
a terminologia tio... ex.: tiocomplexo de ouro 
(Au(HS)2). 
Os cátions moles preferencialmente se ligam com 
enxofre e os cátions duros preferencialmente se ligam 
com o oxigênio. 
Elementos com comportamento intermediário, que 
serão transportados preferencialmente pelo Cloro, 
íons cloreto. São principalmente os metais de 
transição bivalentes. 
 
2022 Geologia Econômica I UFPR Geologia 
Milena Coraleski 
Há uma tendencia geral de que os metais duros irão 
ocorrer mais associados ao ambiente exógeno e seus 
processos, justamente pela dependência da 
existência de hidroxilas (que está presente no 
ambiente aquoso). Assim como os cátions moles têm 
uma tendencia a serem observados aos processos 
endógenos. Não é uma regra, e sim uma tendência. 
A estabilidade dos complexos dependem da 
temperatura, pH, eH e atividade ligante. 
E quanto de metal é necessário para formar um 
deposito? Tudo depende do contexto, do tipo de 
depósito e do elemento. 
Exemplo da substituição do Chumbo. 
 
A concentração dos metais nos fluidos, irá depender 
da origem desses metais e dos processos de 
disponibilização desses elementos nos fluidos. 
 
Por exemplo, nos sistemas pórfiros e escarníticos, boa 
parte dos metais vem do magma. 
 
Já abordados: 
⤷ Mistura de fluidos. 
⤷ Mudanças nas condições físico-químicas. 
⤷ Mudanças na atividade/disponibilidade dos ligantes. 
Situações em que essas armadilhas propiciam a 
precipitação dos metais, dos depósitos minerais e 
como elas ocorrem. 
Mistura de fluidos – mudanças nas condições físico-
químicas. 
Mineralizações de uranio: elementos de múltiplas 
valências. É solúvel em ambiente oxidante e imóvel 
em ambiente redutor. 
 
Depósitos vulcanogênicos maciços: mudança de 
temperatura, principalmente, mistura de fluidos com 
temperaturas diferentes mas também com quimismos 
e condições físico-químicas distintas. 
Reações fluido-rocha - a reação do fluido com a rocha 
irá gerar alteração hidrotermal, essa modificação 
provoca mudanças físico-químicas no fluido e pode 
implicar na precipitação mineral. 
Separação de fases/imiscibilidade de fluidos – é um 
fator fortemente influenciado pela pressão. 
Sistemas com água e CO2. A separação da fase 
gasosa da água faz com que automaticamente esse 
fluido perca capacidade de carga e precipite os metais, 
observado em zonas de falha., 
Fatores que controlam a 
precipitação dos solutos 
2022 Geologia Econômica I UFPR Geologia 
Milena Coraleski 
 
 
⤷ Modelo de válvula de falha. 
 
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Alteração hidrotermal 
 
A passagem dos fluidos hidrotermais pela crosta é 
marcada pelo desenvolvimento de uma assembleia de 
minerais diferente da assembleia mineral original da 
rocha, e que reflete a composição química desse 
fluido, e também a composição química da rocha. 
Alterações físico-químicas nas rochas através das 
quais circulam fluidos hidrotermais. A busca por 
equilíbrio química gera dissolução e precipitação 
mineral, implicando transformações minerais e 
reequilíbrio as novas condições físico-químicas. 
Quais fatores geram desequilíbrio químico? 
⤷ Composição do fluido. 
⤷ Concentração dos elementos – o teor de água, de 
CO2, de enxofre, os ligantes presentes no fluido, a 
atividade química desses elementos (H+, CO2, O2, H2S 
e SO2). 
⤷ Natureza das encaixantes. 
⤷ Relação fluido-rocha: proporção de fluido que 
compõem o sistema hidrotermal em relação ao volume 
de rocha que esse fluido está reagindo (0,1 – 4). 
 
Como notar o desequilíbrio fluido rocha? Através de 
feições macro ou até microscópicas. 
⤷ Desequilíbrioquímico fluido vs encaixante. 
⤷ Dissolução - precipitação – processo que leva a 
decomposição total de um mineral em seus íons 
constitutivos ou a precipitação dele, a depender das 
condições físico-químicas e da saturação iônica. 
 
Solubilidade do silicatos e carbonatos é inversamente 
proporcional. 
Quais são os principais mecanismos de alteração 
hidrotermal das rochas? 
⤷ Hidrolise. 
⤷ Hidratação/desidratação. 
⤷ Oxidação-redução. 
⤷ Metassomatismo alcalino-alcalino terroso. 
Tipos, condições e minerais 
característicos. 
. 
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⤷ Carbonatação/descarbonatação. 
⤷ Silicificação. 
⤷ Silicação. 
 
⇒ Hidrolise 
Principal mecanismo de alteração dos silicatos, pois 
estes possuem predominantemente ligações 
covalentes. 
A alteração ocorre onde os íons H+ que são gerados 
a partir da dissociação da molécula da água, esses 
íons possuem um raio iônico muito pequeno e um 
potencial iônico muito grande e conseguem entrar nas 
estruturas dos silicatos de forma eficiente e deslocam 
os cátions das estruturas dos minerais. 
 
 
⇒ Hidratação/desidratação 
Adição ou remoção de água da estrutura dos minerais, 
sob a forma de grupamentos OH ou adsorção de água 
no reticulo cristalino. 
 
Implicação metalogenética: observa-se o aumento ou 
redução de volume. Em alguns casos essa diferença 
de volume é significativa. 
 
 
 
⇒ Oxidação-redução 
Agente oxidante recebe elétrons, e agente redutor doa 
elétrons. 
O principal agente oxidante na natureza é o oxigênio. 
 
Esses processos vão ser importantes em que tipos de 
minerais? Precisa ter elementos que tenham mais de 
uma valência (Ferro férrico e ferroso, enxofre, 
sistemas contendo metais de transição). 
Implicação metalogenética ? 
 
⇒ Metassomatismo alcalino-alcalino terroso 
É o processo de troca catiônica ou de adição de metais 
alcalino ou alcalino-terrosos aos minerais, 
principalmente o K+, Na+ e Mg2+. 
Esses cátions podem vir do fluido, podem ser 
extraídos das rochas por processo de alteração. 
 
 
⇒ Carbonatação/descarbonatação 
É a adição ou remoção de íons carbonatos, 
grupamento CO2, da estrutura dos minerais. 
 
 
⇒ Silicificação 
É a adição de sílica a uma determinada rocha, ou a 
cristalização de minerais da família do quartzo a partir 
da alteração de outros minerais (principalmente 
silicáticos). 
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Milena Coraleski 
 
 
 
⇒ Silicação 
É o inverso do que ocorre na silicificação. É o 
processo de conversão do quartzo em minerais 
silicáticos ou substituição do quartzo por minerais 
silicáticos. 
 
 
Retomando... O que define o tipo de alteração 
hidrotermal? 
O desequilíbrio entre o fluido e a rocha depende da 
⤷ Composição do fluido. 
⤷ Concentração, atividade e potencial químico dos 
seus elementos constituintes, da composição da rocha 
encaixante e da relação fluido rocha. 
Esses dois primeiros parâmetros determinam o tipo de 
alteração hidrotermal. 
 
⇒ Produtos da alteração hidrotermal 
Processo de hidrolise é o principal mecanismo de 
alteração hidrotermal, onde esse processo libera 
metais alcalinos e alcalinos terrosos para o fluido 
fazendo com que o metassomatismo alcalino também 
tenha uma importância nos processos hidrotermais. 
 Implicação metalogenética = disponibilização de 
cátions permitira trocas iônicas, maior ou menor grau 
de hidrolise afeta o pH das soluções. 
Se íons H+ estão sendo removidos da solução, 
observa-se uma alcalinização do fluido e se houver 
aumento da concentração dos íons H+ observa-se 
uma acidificação do fluido. 
 
 
 
É a alteração de mais alta temperatura dentre as 
outras, e será observada nas rochas ígneas, 
principalmente nas porções mais internas dos plútons. 
Pode ocorrer ainda durante o curso de cristalização da 
rocha. 
Esta associada ao metassomatismo potássico (K+) e o 
principal produto de alteração observado vai ser a 
substituição do plagioclásio e dos minerais máficos 
por: 
⤷ Feldspato potássico (principalmente o microclinio) e 
biotita e adulária. 
Essa substituição dos plagioclásios e minerais máficos 
por feldspatos e biotita ela vai acontecer 
principalmente no intervalo de temperatura entre 600 
e 450ºC. 
A biotita apresenta coloração verde, e não castanha 
como de costume. 
Geralmente acompanhada por sulfetos como 
calcopirita, pirita e molibidenita. 
 
 
Alteração potássica 
2022 Geologia Econômica I UFPR Geologia 
Milena Coraleski 
 
 
É uma alteração uma se tem uma predominância do 
metassomatismo alcalino (presença de metais 
alcalinos e alcalinos terrosos no fluido) com menor 
influência das atividades do íon H+, ou seja, menor 
taxa de hidrolise dos minerais silicáticos. 
Alteração que implica na adição de H2O e CO2, que 
pode ou não conter S na sua constituição. 
Observa-se um metassomatismo dos íons H+ restrito, 
baixa taxa de hidrolise (indica baixa relação fluido 
rocha). 
Minerais típicos: epidoto, clorita, carbonatos, albita, K-
feldspato e pirita. 
Equivalente ao metamorfismo fácies xisto verde. 
Pode ser uma alteração pervasiva ou uma alteração 
seletiva. 
Pervasiva = alteração disseminada, se estendendo 
por porções da rocha independente da composição 
mineralógica desse protólito. Ou seja, o fluido é efetivo 
nesse processo de alteração hidrotermal. Seletiva = 
 
 
 
É uma alteração bastante comum, e é resultante da 
interação dos íons H+ com os minerais silicáticos, 
principalmente os feldspatos. 
Observa-se uma conversão progressiva dos minerais 
do protólito em sericita* (mica branca de granulação 
fina) + quartzo. 
Em menor temperatura, esse metassomatismo 
potássico ele vai gerar muscovita ou sericita. 
Separação entre alteração fílica e as alterações 
argilícas. 
Paragênese típica = quartzo – sericita e pirita (QSP). 
 
 
 
Observa-se a formação de argilominerais devido ao 
intenso metassomatismo H+ e lixiviação ácida. 
Argilominerais presentes nessa face de alteração = 
pirofilita e a caulinita. 
As temperaturas dessa alteração ocorrem entre 100 e 
300ºC 
⤷ Alteração argílica intermediaria = o plagioclásio é 
substituído por sericita + quartzo e eventualmente 
sulfetos (pirita). Feldspato potássico é preservado 
nessa alteração. 
 
⤷ Alteração argílica avançada = o feldspato-K também 
é substituído por quartzo e mica branca. Não se vê 
feldspato original ou pretérito na constituição dessa 
zona hidrotermal. 
Associado ao sistemas pórfiros, epitermais. 
Alteração propilítica 
Alteração fílica ou 
sericítica 
Alteração argílica 
2022 Geologia Econômica I UFPR Geologia 
Milena Coraleski 
 
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2022 Geologia Econômica I UFPR Geologia 
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2022 Geologia Econômica I UFPR Geologia 
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2022 Geologia Econômica I UFPR Geologia 
Milena Coraleski 
 
 
 
Qualificar a alteração com relação a: 
⤷ Intensidade = forte; moderada; fraca. 
Usar sempre o protólito/rocha original como parâmetro 
de comparação para determinar essa intensidade. 
⤷ Distribuição = local; regional; estratiforme; 
controlada pela deformação. 
⇒ Em escala mesoscópica e macroscópica. 
⤷ Textura = forma; tamanho dos minerais; 
seletiva/pervasiva; halo em veios. 
Deve se ordenar a assembleia mineral como se faz 
para as rochas ígneas e metamórficas, começando do 
mineral mais abundante indo para os demais. 
 
Descrição da alteração 
hidrotermal e qualificação 
 
2022 Geologia Econômica I UFPR Geologia 
Milena Coraleski 
Indicadores metalogenéticos 
 
Os indicadores metalogenéticos são elementos e 
informações que permitem rastrear os processos 
metalogenéticos e entender como um determinado 
deposito se formou. 
“Dados multiescala necessários à compreensão dos 
processos metalogenéticos responsáveis pela 
formação de um depositomineral” 
Indicadores metalogenéticos 
Vão remeter, de certa forma, da origem e das 
características dos fluidos responsáveis pela 
formação de um determinado deposito mineral. 
⤷ Características associadas a um fluido 
mineralizador = P; T; composição; origem; 
O objetivo é rastrear e recuperar as informações 
relativas a esses parâmetros. 
Métodos utilizados para rastrear essas informações: 
⤷ Pressão = geobarômetros 
⤷ Temperatura = geotermômetros 
⤷ Composição = paragênese; inclusão fluida; 
⤷ Origem = isótopos estáveis; inclusão fluida; 
 
Por onde começar a realizar a análise? Pela 
petrografia. É a técnica mais básica e fundamental 
para obtenção dos indicadores metalogenéticos. 
Metalografia = é a descrição dos minerais opacos com 
a finalidade de caracterizar as rochas, as 
mineralizações, os depósitos minerais. 
“A metalografia está para a metalogenia, assim como 
a petrografia está para a geologia” Picot e Joahn, 
1978. 
❗ Trabalhar em multiescala. 
Primeira etapa para obtenção desses indicadores 
metalogenéticos é fazer uma analise conjunta da 
petrografia e da metalografia, visando a obtenção das 
paragêneses minerais e da sucessão ao longo do 
tempo. 
Relembrando... paragênese são assembleias minerais 
que se cristalizaram em equilíbrio a partir dos mesmos 
processos geológicos e metalogenéticos. 
 
Não há como medir de forma direta as temperaturas 
de cristalização mineral, a temperatura dos fluidos a 
partir dos quais os minerais se cristalizaram. 
Se pode utilizar informações obtidas a partir da 
composição química de alguns minerais, da 
associação paragenética, para estimar as 
temperaturas de cristalização. 
Geotermômetros são aquelas informações que 
remetem as condições térmicas vigentes durante a 
cristalização mineral. 
 
Geotermômetros obtidos a partir de três fontes 
distintas, sendo elas: 
⤷ Inclusões fluidas = constituem geotermômetros mais 
robustos e de mais fácil aquisição. 
⤷ Isótopos estáveis. 
⤷ Química mineral. 
A primeira etapa de utilização dessas técnicas é a 
petrografia. Após, outras técnicas analíticas são 
utilizadas como a microtermometria (inclusões 
fluidas), analises de isótopos (isótopos estáveis) e 
analise em microssonda eletrônica (química mineral), 
Paragênese e sucessão mineral, 
geotermômetros, geobarômetros, 
inclusões fluidas, isótopos 
estáveis e radiogênicos 
Geotermômetros 
 
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Milena Coraleski 
obtendo a T mínima, a concentração isotópica e a 
concentração dos elementos químicos, 
respectivamente. 
 
⇒ Geotermometria das inclusões fluidas = 
“representam o registro de um fluido homogêneo 
aprisionado em um sistema fechado e de volume 
constante ao longo do tempo geológico e constitui a 
base interpretativa dos estudos de inclusões fluidas” 
Roedder, 1984. 
Métodos de analise 
 
 
 
⇒ Geotermometria via isótopos estáveis = “o 
fracionamento isotópico entre dois minerais é 
diretamente proporcional a diferença de massa entre 
os isótopos e inversamente proporcional ao quadrado 
da temperatura, tendendo a zero à T > 800ºC” 
Figueiredo, 2000. 
Medido em pares de minerais em equilíbrio. 
Não há fracionamento isotópico em sistemas de alta 
temperatura. Quanto menor a temperatura, maior o 
grau de fracionamento. 
 
 
⇒ Geotermômetros minerais = “a partição de 
elementos químicos entre alguns pares minerais é 
termicamente controlada, assim como a acomodação 
de alguns elementos na estrutura de minerais 
específicos”. 
Utiliza-se a composição mineral para determinar a 
temperatura. 
Alguns exemplos: 
 
 
⇒ Geobarômetros = estimativa das pressões vigentes 
no durante a cristalização mineral. 
Métodos de analise 
⤷ Inclusões fluidas – petrografia – microtermometria 
em IF a partir de líquidos imiscíveis. 
⤷ Química mineral – petrografia – concentração 
química. 
Geobarômetros 
 
2022 Geologia Econômica I UFPR Geologia 
Milena Coraleski 
 
 
 
 
A utilização dos isótopos estáveis se baseia no fato de 
que os elementos químicos podem ocorrer em 
diferentes condições de oxidação. 
 
 
Assim como esses elementos podem ocorrer em 
diferentes estados de oxidação, esses diferentes 
isótopos estáveis de um mesmo elemento pode 
apresentar apenas isótopos estáveis, radiogênicos ou 
ambos. 
Exemplo: 
 
O mais leve é sempre o mais abundante. 
É necessario que o elemento apresente mais de um 
isotopo, que tenha versatilidade a ponto de constituir 
fluido e diferentes estruturas minerais, e que tenha 
isotopos raros suficientemente abundantes a ponto de 
serem analisados. 
 
 
 
⇒ Isótopos de H e O = a exceção dos minerais 
metamórficos, todos os demais se cristalizam a partir 
de um fluido, seja uma fusão silicática ou um fluido 
aquoso. 
Padrão SMOW e V-SMOW. 
Minerais que estavam em equilíbrio com o fluido. 
 
⇒ Isótopos de carbono = padrão (PDB) – fóssil de 
Belemnite da Fm. Pee Dee. 
 
⇒ Isótopos de Enxofre = padrão (CDT) – Canion 
Diablo Troilite. 
 
⇒ Isótopos radioativos – premissas 
Isótopos estáveis 
 
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⤷ Processo de decaimento constante = tempo de meia 
vida. 
⤷ Datação geocronológica. 
 
 
 
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Milena Coraleski 
 
 
 
 
 
 
 
Conteúdo P2
 
 
2022 Geologia Econômica I UFPR Geologia 
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SEMANA 7 SEM VÍDEO. PEGAR ANOTAÇÕES 
 
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Processos mineralizadores 
relacionados ao magmatismo 
básico-ultrabásico 
 
São depósitos relacionados ao 
resfriamento e a cristalização do 
próprio magma. O minério está intimamente 
relacionado com a cristalização magmática. 
 
Todos os magmas estão aptos a formas depósitos 
minerais relacionados ao magmatismo, a cristalização 
do magma? Não. 
⇒ Magmas básicos e ultrabásicos = empobrecidos 
em sílica, anidros (que não tem capacidade de formar 
um sistema hidrotermal importante). 
Tem mineralizações associadas a elementos 
compatíveis, ou seja, os elementos que têm afinidade 
pela estrutura cristalina, que rapidamente entram na 
estrutura cristalina, substituindo aqueles elementos de 
mais alta temperatura, como Mg e Fe, por exemplo. 
Esses elementos que possuem raio iônico pequeno e 
carga moderada. 
 
 
 
 
 
 
 
 
Rochas básicas e ultrabásicas são aquelas que 
possuem teor de sílica inferior a 52% e 45%, 
respectivamente. Na maioria das situações são rochas 
insaturadas em sílica, que não apresentam quartzo em 
sua composição. 
 
Fonte: Teixeira, 2001. 
 
A classificação em máfica ou ultramáfica está 
relacionada a composição mineralógica da rocha. 
Tem-se os minerais félsicos e máficos, e existe uma 
classificação do índice de cor de cunho mais geral, 
que se refere a coloração do mineral, onde os de cor 
clara são félsicos e escuros, máficos. 
Uma definição mais completa, adotada por Lemetri, no 
qual os minerais máficos são aqueles com densidade 
superior a 2,89 g/cm³ (px, olivina, minerais 
ferromagnesianos etc.). Entretanto nessa 
classificação, dentro dos máficos, haverá minerais que 
não necessariamente são escuros, mas que são 
máficos por conta de sua densidade, como o zircão, 
carbonatos, flogopita etc. 
 
Via de regra as rochas básicas são rochas máficas do 
ponto de vista mineralógico, mas nem sempre as 
rochas ultramáficas será ultrabásicas, 
necessariamente. 
Outros fatores que influenciam na geração de rochas 
básicas-ultrabásicas? 
 
O que 
são? 
estáveis 
 
 
Magmatismo básico-ultrabásico: 
Magmas anidros. 
Sem sistema hidrotermal associado. 
Mineralizados basicamente com 
elementos compatíveis. 
Revisão 
 
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Temperatura de fusão. Temperaturas maiores vão 
gerar rochas de natureza máfica, pois haverá taxas de 
fusão parcial mais altas, e isso permitea extração de 
componentes de maior temperatura. 
O aumento do conteúdo de água, diminui a 
temperatura de fusão, e o aumento na pressão 
também favorece o aumento de temperatura, assim 
favorecendo as taxas de fusão mais elevadas. 
 
Outros fatores que influenciam no estilo do 
magmatismo, está ligado a viscosidade, onde quanto 
maior for o teor de sílica, maior será a viscosidade, 
consecutivamente maior será a dificuldade em 
acender na crosta. 
❗ Bibliografia indicada para revisão: Gill; Para 
Entender a Terra; Decifrando a Terra; 
 
 
 
 
Quando se fala de processos metalogenéticos ligados 
ao magmatismo, o grande mecanismo formador de 
depósitos minerais está relacionado a fusão parcial, 
sem isso não há processos metalogenéticos 
associados ao magmatismo. 
 
 
O que vai influenciar na fusão parcial é a temperatura. 
Quanto mais baixa a temperatura, observa-se 
magmas de natureza mais félsica (ácida), e quanto 
maior a temperatura de fusão, mais máfica (básica) 
será a composição da rocha. 
De que forma isso influencia no potencial 
metalogenético de um magma? 
 
Concentração dos elementos compatíveis ou incompatíveis x taxa de fusão parcial 
 
Conforme o gráfico, com taxas de fusão parcial muito 
baixas, se tem a extração dos elementos litófilos dos 
elementos incompatíveis, seja da crosta ou do manto. 
Então, o primeiro liquido gerado extrai esses 
elementos incompatíveis. Uma vez esgotada a fonte 
desses elementos, serão necessárias taxas de fusão 
cada vez mais elevadas para que ocorra a extração 
dos elementos calcófilos compatíveis ou calcófilos 
incompatíveis. 
Os elementos calcófilos incompatíveis são o Cu e os 
EGP (grupo do paládio, que inclui o paládio, platina e 
ródio). 
Os elementos calcófilos compatíveis são o Ni e o 
grupo do Irídio dentro dos EGP que inclui o rutecio, 
irídio e ósmio. 
Então taxas de fusão parcial mais baixa vão extrair 
elementos incompatíveis e taxas de fusão parcial mais 
altas vão extrair elementos compatíveis ou elementos 
calcófilos incompatíveis. 
A taxa de fusão parcial além de influenciar no tipo de 
elementos de interesse econômico que será extraído, 
terá uma influencial também na composição desses 
magmas. 
Processos 
metalogenéticos 
Fusão parcial 
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No domínio das temperaturas de fusão parcial mais 
altas, observa-se mudanças na composição desses 
magmas. 
 
Taxas de fusão parcial de até 20% vão gerar líquidos 
de composição basáltica, se observará proporções 
distintas de olivinas, ortopx e clinopx a depender da 
taxa de fusão parcial. 
Se houver uma taxa de fusão parcial maior, se 
observará uma participação maior da olivina nos 
basaltos, do que aqueles gerados a partir de taxas de 
fusão menores. 
Quando as taxas de fusão ficam em torno de 30% 
observa-se uma componente magnesiana mais 
importante associado ao liquido magmático que está 
sendo gerado. Taxas de fusão parcial mais altas 
favorecem a extração de magnésio da fonte. Os 
magmas toleiíticos, de composição picrítica, são 
magmas que tem teores de até 18% de oxido de 
magnésio em sua composição. 
Taxas de fusão parcial acima de 40% passam a gerar 
líquidos compostos basicamente por ortopx e olivina, 
que são minerais de maior temperatura de 
cristalização na série de Bowen, que possuem pouca 
sílica em suas estruturas cristalinas. 
Se tem os magmas de composição Komatiítica com 
taxas de fusão parcial entorno de 50%. 
 
Qual a diferença do ponto de vista composicional? 
Os basaltos, basaltos picríticos (rico em Mg) com até 
12% de oxido de magnésio. Os picrítos variando de 12 
a 18% de oxido de magnésio e os komatiítos com 
teores acima de 18%, mas geralmente eles possuem 
próximo de 30% de oxido de magnésio. 
Qual a relevância do percentual de oxido de magnésio 
nesses magmas? Qual a implicação disso do ponto de 
vista metalogenético? 
O oxido de magnésio e o níquel possuem um 
comportamento geoquímico semelhante, uma 
correlação positiva. 
Magmas mais magnesianos associados a taxas de 
fusão parcial mais alta tem uma capacidade de 
extração de níquel maior que os magmas gerados por 
taxas de fusão parcial menores. Há uma implicação do 
ponto de vista temporal também, pois as 
mineralizações de níquel estão restritas em sua 
maioria ao arqueano e o inicio do paleoproterozóico. 
 
 
 
É um processo de diferenciação magmática, 
associado a cristalização progressiva dos minerais a 
partir de um magma parental. 
Cristalização fracionada 
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É um processo que ocorre em todas as rochas 
magmáticas. Entretanto podem ocorrer situações 
distintas a depender da composição desse magma. 
 
Por exemplo, um magma básico-ultrabásico, que é de 
mais alta temperatura, esse liquido magmático terá 
uma densidade específica e os minerais que se 
cristalizam a partir desse magma terão outra 
densidade. 
No caso de um magma básico, a densidade do liquido 
magmático em torno de 2,65g/cm³ e a olivina por 
exemplo, tem uma densidade de 3,3g/cm³. 
Com o magma menos denso, o cristal de olivina se 
deposita no fundo da câmara magmática. Isso forma 
as rochas cumuláticas. 
Se observa cristais 
euédricos de olivina, 
em contato, de forma 
que foram 
depositados um sobre 
o outro, e depois o 
liquido residual, com 
composição 
diferenciada, vai preencher o espaço restante entre os 
cristais de olivina. 
 
Pode ocorrer a expulsão do liquido residual da câmara 
magmática, por fraturas por exemplo, e então se 
observa um processo que se chama filter pressing 
(filtragem por pressão). 
 
Começa a ter uma segregação das fases minerais 
mais densas, se tem um liquido residual de uma 
composição distinta da composição primaria, e em 
função da presença de fraturas e modificações na 
estrutura da câmara magmática, o liquido pode ser 
direcionado para a superfície e extravasar na forma de 
lava ou pode ser direcionado e vir a formar uma nova 
câmara magmática, que já terá uma composição 
distinta de onde o liquido foi diferenciado. 
Através do processo de cristalização fracionada, se 
tem a evolução dos magmas e a tendencia de que eles 
tenham cada vez mais uma composição mais rica em 
minerais félsicos, um magma com uma composição 
cada vez mais acida. 
 
Também é possível observar um processo contrário 
dentro das câmaras magmáticas, onde minerais 
menos densos que se cristalizam, e podem “boiar”. 
Esse fato faz com que o liquido se torne mais denso, 
relativo ao original. 
Acontece por exemplo quando se tem a formação de 
complexos anortositícos, compostos praticamente por 
feldspatos. 
 
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⤷ rico em fosforo e ferro = pode cristalizar apatititos, 
magnetititos e neosonitos. 
 
 
 É comum haver vários pulsos de magmas se 
misturando dentro da câmara magmática, e esse 
mistura pode contribuir para a geração de depósitos 
minerais. 
Formação dos cromititos: a mistura de magmas é o 
principal processo responsável pela geração dessas 
camadas monominerálicas ricas em cromitito. 
 
 
 
 O que acontece = durante o curso da cristalização do 
magma, se tem a linha curva no diagrama que 
representa a cristalização normal de um liquido sem a 
influência de novos pulsos magmáticos (geração de 
camadas cumuláticas). 
Quando ocorre a mistura de líquidos magmáticos 
dentro da câmara, que já está com o processo de 
cristalização em curso, a uma mudança brusca nas 
condições de cristalização e no quimismo do magma, 
então a cristalização dos cromititos é favorecida pela 
mistura. 
 
Essa separação ocorre em função do quimismo e das 
funções físico-químicas dos magmas. 
Mesmo principio observado quando se mistura água e 
óleo. 
 
Líquidos silicatados e sulfetados, vão ser miscíveis 
apenas nas condições mantélicas, com condiçõesde 
temperatura e pressão bem elevadas. São condições 
que estão relacionadas a composição dos líquidos. 
Se houver baixo teor de oxido de ferro junto ao liquido 
silicatado, haverá miscibilidade das fases. Se o 
concentração de oxido de ferro sobe, o liquido já 
começa a se tornar imiscível. Com sulfeto é a mesma 
coisa. 
A partir do momento que começa a ascender na 
crosta, a pressão ligada a esse processo de ascensão 
faz com que o enxofre se desmisture, e como o ferro 
é um elemento siderófilo, entretanto ele tem afinidade 
Misturas de Magmas 
Separação de líquidos 
imiscíveis 
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com o enxofre, parte do ferro é carregado quando o 
enxofre se desmistura do liquido. Se observa então a 
formação de um liquido silicatado e um liquido rico em 
oxido de ferro. 
 
 
Se observa também a separação de líquidos 
silicatados e ricos em óxidos. E isso ocorre a depender 
da pressão e da composição desse liquido, mas 
principalmente por conta da composição. 
Quanto mais enriquecido em óxidos de ferro (quanto 
mais oxidante), mais imiscível o liquido será. 
Nos complexos anortosíticos, quando há separação 
do feldspato, há geração de um liquido residual 
enriquecido em ferro e titânio, e com a concentração 
do ferro muito elevada, ocorre a separação de uma 
fase oxido e uma fase silicatada. Então se observa 
bolsões de composição monominerálica, ricos em 
magnetita titanifera, ou níveis ricos em magnetita e 
ilmenita, a depender da composição do liquido. 
 
 
Da mesma forma um liquido silicatado e um liquido 
carbonatítico, conforme ocorre a cristalização 
fracionada, esse magma residual vai se enriquecendo 
nos magmas carbonatíticos e conforme a temperatura 
vai diminuindo, a depender da composição do liquido, 
se observa uma maior ou menor imiscibilidade. 
Para líquidos mais enriquecidos em sódio, se tem uma 
miscibilidade menor. Por exemplo, em um liquido onde 
tenha uma concentração menor de Na em relação ao 
percentual de silício e alumínio, ele tem uma faixa de 
miscibilidade maior. 
❗ No gráfico = o campo acima da linha se tem o campo 
de imiscibilidade, e abaixo da linha, o campo de 
miscibilidade do liquido. 
Quanto maior a temperatura, menor a miscibilidade, e 
quanto maior a pressão, maior a miscibilidade. 
Com a diminuição da temperatura, e a diminuição da 
pressão (ascensão do liquido) ocorre a separação de 
um liquido silicatado e um liquido carbonatítico. 
Se observa essas intrusões alcalino-carbonatíticas em 
níveis crustais mais rasos, porque a pressão influencia 
bastante na imiscibilidade dos fluidos. 
 
E como se sabe que esses processos ocorrem? 
Porque fica registrado nas rochas e minerais, a 
presença dos líquidos imiscíveis. 
 Na imagem se vê um cristal de 
olivina, onde dentro dele se tem 
uma espécie de bolha rica em 
enxofre. 
 
Nessa outra imagem se ve 
um cristal de olivina, onde 
dentro desse cristal tem um 
clinopx, e dentro dele, 
bolhas/gotículas de enxofre 
ou de sulfeto associado. 
 
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E nesse outra imagem, um testemunho de sondagem, 
de um flogopítito, com glóbulos de calcita. E se 
observa também alguns xenólitos de composição 
dunítica dentro da rocha. 
Essa imiscibilidade se observa nos sistemas silicato – 
sulfeto, principalmente nas rochas básicas e 
ultrabásicas, nos sistemas silicato – óxido, 
principalmente nos complexos anortosíticos, e nos 
sistemas silicato – carbonatitos, onde se observa essa 
imiscibilidade nos complexos alcalinos carbonatíticos. 
 
RETOMADA DE FATORES CRÍTICOS NOS SISTEMAS 
MINERALIZADORES MAGMÁTICOS 
⇒ Taxa de fusão parcial = influencia na composição 
dos magmas e na extração de elementos mais ou 
menos compatíveis. 
⇒ Teor de água e voláteis nos magmas = nos 
sistemas hidratados se observa mineralizações 
associadas a evolução do sistema hidrotermal. 
⇒ Cristalização fracionada e processos de 
diferenciação = importante tanto nos sistemas anidros 
como nos hidratados. Tem implicação direta na 
diferenciação magmática, e influencia diretamente na 
extração dos elementos incompatíveis e facilita a 
geração de líquidos imiscíveis. 
⇒ Mistura de magmas = processo importante na 
formação de algumas mineralizações, principalmente 
de cromita. 
⇒ Separação de líquidos imiscíveis. 
 
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Magmatismo básico-ultrabásico 
 
 
 
O que define um magma alcalino? (apresentado pela 
docente Eleonora Vasconsellos). 
Pela definição de Fitton e Upton, 1987, rochas 
alcalinas “são aquelas com alta concentração de 
álcalis (Na + K) que podem ser acomodados apenas 
em feldspatos, aparecendo o excesso como 
feldspatóides, piroxênios sódicos, anfibólios sódicos e 
outras fases ricas em álcalis. Estas rochas são, 
entretanto, deficientes em sílica e/ou alumina com 
respeito aos álcalis e terão nefelina e/ou acmita na 
norma...” 
No diagrama TAS se observa na linha horizontal (eixo 
x) a classificação apenas com o teor de sílica das 
rochas, onde a partir dessa porcentagem uma rocha 
será classificada como ultrabásica, básica, 
intermediaria ou acida. 
 
O diagrama TAS relaciona a porcentagem de sílica 
com os óxidos de Na e K. mas dentro do diagrama, 
onde ficam as rochas alcalinas? 
Pensando na insaturação de sílica ou de alumina, 
pode-se ver a partir do organograma abaixo, que o 
excesso de álcalis é com relação a 1/6 de sílica da 
rocha, não com relação o total de sílica. Uma rocha 
ígnea terá que ter 6 vezes o valor de sílica com relação 
ao total de sódio mais potássio para que ela tenha 
feldspatos, e se sobrar sílica, ela terá quartzo. 
 
Se não houver esse valor de 6 vezes o teor de Na+K, 
a rocha é insaturada, e formará minerais insaturados. 
Seguindo o organograma, onde não há excesso de 
sílica, se tem dois grupos que são de rochas alcalinas. 
Se a rocha, além da insaturação em sílica, tiver 
insaturação no total de alumina, ela será a rocha mais 
alcalina de todas, e é classificada no grupo das rochas 
Agpaíticas e terá feldspatóides pela insaturação em 
sílica, e terá anfibólios e piroxênios alcalinos pela 
insaturação em alumina. 
A rocha pode ser insaturada em sílica, mas não ser 
insaturada em alumina, então será classificada como 
rocha Miasquítica. Ela terá feldspatóides, mas não 
terá anfibólios e piroxênios sódicos. 
Existem também rochas alcalinas que não são 
insaturadas em sílica, e serão apenas insaturadas em 
alumina (seguindo o outro caminho do organograma). 
São chamadas de fracamente alcalinas e são rochas 
Equiríticas. Nesse grupo entram até rochas acidas 
(podem entrar granitos, riolitos etc. que possuem 
piroxênio ou anfibólio sódico). 
Se a rocha não for insaturada nem em sílica e em 
alumina, ela não é considerada uma rocha alcalina. 
 
Rochas alcalinas – kimberlitos 
diamantíferos e complexos 
alcalino carbonatítico 
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Milena Coraleski 
 
 
Rochas fortemente alcalinas = super insaturadas. 
Rochas alcalinas = insaturadas. 
Rochas subalcalinas = saturadas, mas podem ou não 
ser alcalinas a depender da insaturação em alumina. 
Voltando para o organograma, o grupo das rochas 
Agpaíticas representam toda a parte de cima do 
diagrama TAS, no grupo das rochas Miasquíticas, 
também estão na porção de cima do diagrama, mas 
que não tem anfibólio e piroxênio sódico. 
No grupo das Equiríticas, estão sobre a linha de 
saturação ou na porção de baixo do diagrama TAS. 
 
Outra classificação que se faz e que pode ser usada 
para a classificação da rocha alcalina, e a do diagrama 
QAPF, que é um diagrama modal (porcentagem de 
minerais). 
Na porção debaixo do diagrama, onde se representam 
os feldspatóides, todas as rochas são insaturadas em 
sílica e são alcalinas. 
Os principais grupo de rochas alcalinas quesão 
usadas atualmente são todas que estão no diagrama 
TAS, classificadas como insaturadas em sílica e/ou 
alumina, as rochas ultrapotássicas que não estão no 
diagrama TAS que são os lamprófiros, Lamproitos e 
os Kimberlitos. E um grupo muito particular que são 
os carbonatitos, que são classificados como rochas 
alcalinas por possuírem teores de sílica muito baixo e 
teores de Na + K relativamente altos, e sua formação 
normalmente esta associada a uma imiscibilidade a 
partir de um magma silicático – alcalino que em níveis 
mais rasos/crustais, esse magma se separa em 
magma silicático e carbonatítico e essas rochas 
acabam se formando. 
 
Apresentado pelo Geólogo José Ricardo Pisani – 
especialista em prospecção e pesquisa de diamantes 
no Brasil. 
 
A figura representa onde o diamante é formado. O 
campo de estabilidade do diamante está localizado a 
aproximadamente 140 quilômetros de profundidade, 
geralmente em áreas de espessamento de crosta, ou 
seja, em zonas cratônicas mais estáveis, sem muita 
perturbação. O campo de estabilidade do diamante 
desaparece muito facilmente. 
Kimberlitos diamantíferos 
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Na figura é possível observar porque existem 
kimberlitos sem a presença do diamante, pois estes 
não atingiram a zona de estabilidade o diamante 
(kimberlitos estéreis). 
 Conforme a animação apresentada, com a fusão 
parcial do manto, o magma kimberlítico, esse magma 
ascende pela crosta, alcança a camada da litosfera 
que tem diamantes e carrega os diamantes consigo 
(diamantes = xenocristais). 
Ao adentrar na crosta, o magma encontra porções 
mais resistentes e devido a presença de muitos 
voláteis, a câmara magmática sofre expansão o que 
acarreta numa explosão, formando muitas brechas 
etc. e dessa forma a câmara magmática vai 
ascendendo, repetindo esses processos ao encontrar 
novas zonas de resistência, até que ele alcança a 
superfície e ocorre a explosão do conduto, liberando 
todos os gases para a superfície, e em função de ter 
muitos voláteis, todo esse processo de 
desgaseificação vai ocorrendo e a diatrema 
kimberlítica vai se formando, os xenólitos de crosta 
vão caindo para dentro do conduto, e na sequencia a 
cratera evolui. 
 
O perfil kimberlítico clássico, onde o kimberlito pode 
ter de 2 a 2,5 km da raiz até a cratera, e a depender 
do tamanho da erosão, pode-se ter diversos tamanhos 
do corpo kimberlítico. 
 
No Brasil, os kimberlitos existentes encontram-se na 
porção da raiz. São mais complexos, menores, com 
mais xenólitos crustais etc. São eles o Brauna 3, 
Catalão 1, Três Ranchos 4, Maravilha 1 e Carolina. 
Devido a erosão dos kimberlitos, os diamantes podem 
se depositar em terraços aluvionares, ou seja, são de 
depósitos secundários. E no caso do Brasil, boa parte 
de ocorrências são desses depósitos 
aluvionares/coluvionares. 
 
 
 
 
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Áreas em amarelo que mostram onde se encontram 
as principais ocorrências de diamante no Brasil, e em 
vermelho, os kimberlitos conhecidos pelo estudo feito 
pela CPRM. 
 
Colocando em uma ordem estratigráfica, os 
kimberlitos mais antigos estão na Bahia, na chapada 
diamantina, Salvador com 1.15 Ma 
(mesoproterozoico). Na sequência tem os kimberlitos 
do neoproterozoico, da Provincia Brauna com 642 
Ma., seguido pelo kimberlito Pimenta Bueno Field, do 
paleozoico, e os do mesozoico de Juína, Paranatinga, 
Três Ranchos/Catalão, Canastra Field, Coromandel 
Field e Maravilha que estão sobre o alinhamento 125. 
Conclusão Ariadne: 
Concluindo o assunto referente ao depósitos de 
diamantes relacionados ao magmas kimberlíticos, 
essas rochas se alteram muito facilmente e podem 
gerar depressões nas encaixantes, onde ao invés de 
se observar domos, estruturas cilíndricas que 
caracterizem os pipes, quando se observa fotografias 
aéreas entre outros, é possível encontrar lagos ao 
invés de domos/pipes kimberlíticos. 
Uma forma de pesquisar, prospectar esses pipes 
kimberlíticos é utilizar alguns minerais rastreadores 
que são aqueles que são indicadores da presença de 
rochas mantélicas, e que geralmente se associam aos 
kimberlitos diamantíferos. 
 
São os minerais mantélicos: 
Granada – minerais comuns no manto e que são 
observadas nas fácies eclogito, indicando 
metamorfismo de alta grau; 
Cromo diopsídio; 
ilmenita com magnésio em sua composição. É um 
mineral de titânio e só vai admitir a presença de 
magnésio em sua estrutura em condições mantélicas 
(é trazida do manto juntamente com o diamante); 
Espinélio com cromo em sua composição. 
 
 
 
Os complexos alcalino-carbonatíticos são 
associações entre rochas alcalinas de composição 
predominantemente silicática juntamente com rochas 
carbonatíticas geradas a partir de magmas 
carbonatados. 
São rochas ricas em sódio, em potássio e os 
processos de cristalização fracionada e de filter 
pressing fazem com que esses magmas 
Complexos alcalino-
carbonatíticos 
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experimentem processos de diferenciação até que em 
um determinado momento eles atingem a 
imiscibilidade e vão gerar líquidos de fase silicatada e 
fase carbonatadas. 
O que é um carbonatito? Por definição é uma rocha 
ígnea, composta principalmente por carbonatos 
(calcita, ankerita ou dolomita desde que componham 
mais do que 50% do volume da rocha), e juntamente 
com os carbonatos terão px, anfibólios sódicos, 
flogopita, apatita e magnetita. 
São magmas extremamente fluidos, ricos em voláteis 
que tem grande capacidade de interação com as 
rochas encaixantes (que geralmente são rochas 
máficas, ultramáficas cumuláticas e que tem uma 
suscetibilidade muito grande a alteração hidrotermal). 
Possui elevados teores de elementos incompatíveis Sr 
(estrôncio), Ba (bário), P (fosforo), ETRL. 
Esses magmas possuem coloração escura, mas 
quando se resfriam, apresentam coloração 
esbranquiçada. 
Quais são as rochas alcalinas aos quais os 
carbonatitos se associam? Há uma variedade grande 
de rochas alcalinas, mas em sua maioria são rochas 
compostas predominantemente por piroxênios, 
olivinas e feldspatóides (magmas insaturados em 
sílica). 
 
As principais rochas observadas juntamente nos 
complexos alcalino-carbonatíticos vão ser as rochas 
da sequência ijolitica, que são os melteigitos-ijolitos-
urtitos. 
Nefelinitos (nefelina + cpx ± ol). 
Melteigitos (px > nefelina). 
Ijolito (30-70% nefelina + px). 
Urtitos (nefelina > 70% + px). 
 
 
Série ijolitica = tem-se os melteigitos, rochas com 70-
90% de cpx, os clinoprixenitos (jacupiranguito). São 
rochas que tem praticamente só clinopiroxênio em sua 
composição. 
 
 
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Série bebedourítica = são rochas formadas a partir de 
magmas enriquecidos em ferro e magnésio (magmas 
máficos e ultramáficos), que terão a olivina e diopsídio 
na sua composição, mas são ricos também em fosforo 
e ricos em ferro. 
São rochas cumuláticas compostas por quantidades 
relativamente similares de diopsídio, olivina, apatita ou 
magnetita + peroviskita (a depender do teor de titânio). 
 
 
 
Série foscorítica = também apresentam um percentual 
elevado de olivina, são magmas derivados de líquidos 
de composição dunítica, peridiotítica, conforme as 
olivinas vão se cristalizando nas sequencias 
cumuláticas, o liquido vai se enriquecendo 
residualmente em magnetita (Fe) e apatita (P), e é 
capaz de gerar então os foscoritos. 
São rochas cumuláticas, ultramáficas, que 
apresentaram percentuais diferenciados de olivina, 
magnetita e apatita em sua composição. 
Neosonitos = a partir do momento que toda a olivina é 
cristalizada, se deixa de observar a presença de 
foscoritos e se observa os neosonitos, que também 
são comuns nos complexos anortosíticos.Série carbonatítica = como se observa e se constata a 
presença dos líquidos carbonatíticos, através da 
presença de glóbulos de calcita em meio as rochas 
duniticas, foscoríticas. 
Então a partir do momento que ocorre a imiscibilidade 
dos líquidos carbonatados, se observa a geração dos 
carbonatitos propriamente ditos. 
 
Pode haver cálcio-carbonatito, magnésio-carbonatito 
e ferro-carbonatito, isso levando em consideração os 
teores de Mg, Fe e Ca. Existem também os 
natrocarbonatitos, que são ricos em sódio (Na), e são 
relativamente raros. 
A nomenclatura utilizada para se referir aos magmas 
carbonatíticos, sendo os carbonatitos cálcicos sendo 
chamados de sovito, e os carbonatitos magnesianos 
sendo chamados de beforsito. 
Os minerais comumente associados ao carbonatitos 
são os carbonatos (calcita, dolomita, ankerita), flúor 
carbonatos de ETR (mineral de minério presente na 
constituição da rocha), alguns silicatos que em sua 
grande maioria são considerados minerais de ganga 
na explotação. 
Pode haver alguns sulfetos associados aos 
carbonatitos, mas geralmente estão presentes em 
pequenas quantidades e não são explotados. 
Nenhum carbonatito é explotado em função dos 
sulfetos, mas sim em função dos seus óxidos e 
principalmente em função dos fosfatos. 
Obs.: os carbonatos normalmente são subprodutos da 
explotação dos outros minerais de interesse 
econômico. 
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Os carnotitos geralmente tem um percentual pequeno 
em relação ao volume do complexo de forma geral. 
Esses complexos possuem uma morfologia 
arredondada, circular, o que facilita o reconhecimento 
por exemplo por apresentar padrão de drenagem 
radial, que não é comum na natureza. 
 
São rochas encaixadas em rochas máficas-
ultramáficas, sienitos, foscoritos. 
E porque esses complexos alcalinos-carbonatíticos 
apresentam geometria cilíndrica com concentração 
das rochas carbonatíticas na porção central? 
Em um modelo idealizado de uma intrusão alcalino-
carbonatítica. São intrusões que geram domos 
vulcânicos, e se observa na porção central da 
estrutura vulcânica, a colocação das rochas cada vez 
mais diferenciadas. Se observa, no caso da figura 
abaixo, se tem rochas ijolotos, que são cortados por 
urtitos, que são cortados por sovitos. 
Esses magmas básicos, ultrabásicos que vão gerar 
essas intrusões alcalino-carbonatíticas. 
 
De acordo com o modelo proposto pelo professor 
Pedro Cordeiro, se observa múltiplas câmaras 
magmáticas. O processo de fusão gera câmaras 
magmáticas a profundidades maiores, onde essas 
rochas cumuláticas ricas em olivina começam a se 
formar, e começa a ver uma diferenciação do magma 
residual, e esse magma pode ascender pela crosta 
através de descontinuidades e formar diques de 
composição picrítica, ou mesmo derrames de lava 
picrítica, ou esse magma residual pode formar uma 
outra câmara magmática, continuar o processo de 
cristalização fracionada e diferenciação dos líquidos 
magmáticos. Conforme o magma vai ascendendo, a 
pressão diminui, a temperatura também diminui e isso 
favorece a geração dos líquidos imiscíveis. 
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Se observa nas múltiplas câmaras magmáticas rochas 
cada vez mais diferenciadas, e é possível ver 
resquícios do início do processo de geração de 
líquidos imiscíveis, presença de xenólitos de 
composição principalmente dunítica ou piroxênítica, 
justamente por conta desse processo sequenciado de 
formação de câmaras magmáticas e diferenciação do 
liquido que leva consigo parte dos minerais 
cristalizados na câmaras magmáticas anteriores. E 
quanto mais rasas essas intrusões, mais diferenciado 
vai ser o magma, se forma o liquido imiscível e se 
observa essas associações de rochas de composição 
ijolitica, urtítica, com rochas carbonatíticas. 
Se observa também o extravasamento desses 
magmas carbonatíticos na superfície. 
 
Porque não se encontra com muita frequência no 
registro geológico a presença dessas lavas 
carbonatíticas preservadas? 
 
No processo de múltiplas intrusões, se observa 
geometrias bastante complexas nos sistemas 
alcalinos-carbonatíticos, e se nota nos contatos entre 
as rochas da sério ijolitica e da série carbonatítica 
halos de alteração hidrotermal, que são de fenitização, 
em função da reação dos líquidos com as rochas 
encaixantes. 
 
 
 
O magmatismo alcalino está associado a processos 
de metassomatismo do manto, que são observados 
em situações como nas regiões onde há subducção 
de placas, em plumas mantélicas, e o principal 
ambiente onde se encontrará esses complexos está 
associado a zonas de rifte, porque na grande maioria 
dos casos, principalmente em ambiente 
intracontinental, eles estarão associados a presença 
das plumas as quais tem a capacidade de trazer parte 
do manto metassomatizado, xenólitos. 
E nas zonas orogênicas, onde há subducção de 
placas, pode-se observar os processos de 
metassomatismo do manto e um caráter mais alcalino 
do magmatismo associado a esse ambiente. 
 
 
Os minerais de minério presentes nesses complexos 
são os pirocloro como sendo a maior fonte de nióbio 
explotado atualmente (o BR é um dos maiores 
produtores de Ni). A apatita extraída pelo P (fosfato), 
a monazita, xenotima e outros portadores de ETR, e a 
bastnaesita que é um flúor carbonato de ETR. 
 
Ambiente geotectônico dos 
complexos álcali-carbo 
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Processos metalogenéticos 
relacionados ao magmatismo 
intermediário a ácido 
 
 
São rochas que tem o quartzo, feldspato potássico e o 
plagioclásio como sendo os principais elementos 
constituintes dessas rochas. Se observa a biotita e 
anfibólio como sendo os principais minerais máficos 
que vão compor as rochas, e composições que variam 
desde dioritos até granitos (no sentido amplo da 
palavra), tudo a depender do teor de sílica. 
São rochas predominantemente félsicas. 
 
 
 
 Em alguns domínios se observará a presença de 
dioritos e andesitos, que estão no limite de transição 
entre as rochas félsicas e máficas do ponto de vista 
mineralógico, mas do ponto de vista composicional a 
delimitação dessas rochas estão dentro do domínio 
das rochas intermediarias. 
 
Retomando... condicionantes de fusão: 
 
 
 
Se tem um magmatismo ácido que tem um 
comportamento totalmente diferente de um 
magmatismo básico. 
magmatismo básico: 
→ fluxo de lava bem fluido; 
→ magmatismo volumoso ; 
→ pouco liberação de gases 
e voláteis; 
 
magmatismo ácido: 
→ magma viscoso; 
→ ricos em voláteis (que 
prova eventos catastróficos) 
e fluidos; 
 
O que condiciona o magmatismo? 
A geotectônica faz um pouco como a geologia 
econômica, se apropria de conhecimento de várias 
outras áreas da geologia e correlaciona todas essas 
informações e traduz em processos. 
Ela ajuda a compreender quais são as condicionantes 
do magmatismo, e terá dois grandes domínios dentro 
desse contexto geotectônico. 
⇒ Tectônica distensiva – Ambiente extensional 
Associada a uma tectônica distensiva, observa-se 
rupturas com a instalação de riftes (geração de 
oceanos), ocorrência dos ciclos de Wilson com o 
processo inicial de rifteamento, que pode ser intra 
continental ou intra oceânico. 
Sistemas hidrotermais 
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Em um ambiente intra continental se observa uma 
serie de processos que implicam em magmatismo, 
com ocorrência complexos máficos-ultramáficos 
acamadados, complexos alcalino-carbonatíticos, 
basaltos de platô (derrames associados a províncias 
ígneas de grande dimensão). 
Os processos metalogenéticos e os depósitos 
associados a esse estilo de magmatismo em ambiente 
de rifte já foi visto anteriormente.O que entra de novo nesse ambiente é o 
magmatismo anorogênico, onde um ambiente de 
ruptura que gera esse tipo de magmatismo que pode 
ser pelo processo de rifte em si ou uma fase de 
colapso de um ambiente compressivo. 
Quando há a construção de um orógeno, onde ele está 
sendo comprimido, se observa processos orogênicos 
– magmatismo orogênico associado a essa tectônica 
compressiva, e a partir do momento que cessa a força 
compressional, se tem um alivio de tensão e o colapso 
do orógeno. 
Durante o momento de colapso desse orógeno se 
observa magmatismo anorogênico. 
Foi visto anteriormente também, depósitos associados 
a dorsais mesoceânicas, os depósitos de cromita 
podiforme, que são formados durante a construção da 
crosta oceânica, no ambiente da dorsal mesoceânica 
quando o magma basáltico está extravasando no 
assoalho oceânico e gerando essa crosta oceânica. 
As cromitas serão formadas no contexto da dorsal 
mesoceânica, e para preservar e viabilizar a 
explotação desses depósitos é necessário que a placa 
oceânica entre em colisão com a crosta continental, 
mas é necessário que ao invés dela ser subductada 
(em direção ao manto), que ela seja obductada, ou 
seja, que seja colocada em cima da crosta continental, 
e preservando a sequência ofiolítica (que nada mais é 
do que os estratos que compõem a crosta oceânica, e 
a cromita compõem um desses estratos). 
 
 
 
⇒ Tectônica compressiva – Ambiente compressivo 
Dentro do ambiente colisional se tem três tipos 
distintos de colisão que são os ambiente de 
subducção, que estão associados ao processo de 
abertura ou fechamento de um oceano. 
Esse processo de subducção pode ocorrer a partir de 
subducção de crosta oceânica sob crosta oceânica, 
formando arco de ilhas (insulares e retroarco). 
 
 
E pode ocorrer também com subducção de crosta 
oceânica e crosta continental, onde se observa a 
construção de um arco magmático continental. 
Existe diferença do ponto de vista metalogenético e 
magmatismo os dois tipos de subducção? Sim, onde 
na subducção CO-CO terá um magmatismo toleítico e 
se observa a presença de basaltos alcalinos e uma 
participação pouco expressiva de magmatismo cálcio-
alcalino, isso porque se tem CO interagindo com CO, 
onde nela se tem rochas de composição basáltica, 
gabros, peridotitos, ou seja, rochas básicas 
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ultrabásicas. Se espera então um magmatismo de 
natureza básica e ultrabásica. 
O vulcanismo nesse ambiente também é um 
vulcanismo de caráter básico a intermediário, os 
processos de cristalização fracionada e de 
diferenciação podem gerar magmas de natureza 
intermediaria. 
A depender da velocidade de subducção da placa, se 
observa na porção de trás do arco a instalação de uma 
bacia de retroarco de um contexto extensional com 
vulcanismo bimodal. 
Na subducção CO-CC se observa um magmatismo 
cálcio-alcalino, que significa um magmatismo não 
toleítico. Se observa a interação entre a CC e a CO, 
onde se tem rochas de composição básica ultrabásica 
e processos de fusão associados a CC que pode 
apresentar rochas metamórficas, ígneas e 
sedimentares que podem modificar o potencial 
metalogenético dos magmas nesse contexto cálcio-
alcalino. 
O vulcanismo que se observa, associados aos arcos 
magmáticos é o vulcanismo intermediário, e os 
processos de cristalização fracionada e de 
diferenciação do magma desde sua geração até a sua 
extrusão, permitirá a diferenciação e a geração de 
magmas de natureza mais acida. 
 
 
 
No ambiente colisional, se tem a interação de crosta 
continental com crosta continental. Os litotipos de 
composição básica ultrabásica já não estão mais 
presentes nesse ambiente para serem fundidos e 
fornecerem elementos dessa natureza para esses 
magmas. 
Se observa magmas ácidos, de natureza 
peraluminosas (refusão de material sedimentar ou 
metassedimentar) e de magmas de natureza mais 
alcalina, tanto associado a refusão do material crustal 
como também na fase de colapso dos orógenos, o 
magmatismo anorogênico. 
Nesse contexto se observa grandes zonas de 
deformação, sutura na crosta, e os depósitos 
associados a zonas de cisalhamento vão ocorrer 
também. 
 
 
A depender do material que está sendo fundido, se 
observará magmas com composições distintas, com a 
paragênese e potencial metalogenético distintos. 
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Se há fontes distintas sendo fundidas, se observa 
minerais diferentes participando do processo de fusão. 
Quando se pensa em fusão de CO-CO, com presença 
de rochas básicas ultrabásicas, se estará no domínio 
dos anfibolitos (minerais anidros em sua constituição 
– olivina, px, e anfibólio resultantes do processo de 
hidratação). 
Um mineral mais hidratado presente na constituição 
da crosta oceânica, é o anfibólio, que tem certo grau 
de hidratação mas é baixo. 
Então se espera magmas com baixo percentuais de 
água associados a fusão dessa fonte de composição 
media anfibolítica. 
A biotita já é um mineral mais hidratado, e ao fundir 
rochas que tenham biotita em sua composição se 
espera um percentual de água um pouco mais elevado 
do que dos magmas gerados a partir de fontes 
anfibolíticas. 
Quando se pensa em uma fonte sedimentar ou 
metassedimentar, se tem uma grande variação 
mineralógica nesse ambiente, com a presença de 
minerais muito mais hidratados (muscovita, 
argilominerais, sericita). 
 
O impacto disso do ponto de vista do processo 
magmático , é que magmas mais hidratados tem uma 
viscosidade maior assim como o percentual de sílica, 
que também impacta na viscosidade dos magmas. 
Magmas mais fluidos tem uma capacidade maior de 
ascender na crosta, mas isso não se relaciona apenas 
com a viscosidade mas também ao momento que esse 
magma irá atingir os sólidos, ou seja, aquele momento 
que o magma está tão cristalizado que ele não 
consegue mais se movimentar ao longo da crosta. 
 Qual a implicação metalogenética desse dinamismo 
do magma e variação da composição do percentual de 
água? Primeiro, a presença de água implica em 
geração de um sistema hidrotermal, quanto mais 
água, maior é o volume do sistema hidrotermal. 
Quando a relação fluido/rocha é maior, se observa um 
sistema hidrotermal mais efetivo. Esse volume 
impacta também na capacidade que os fluidos têm de 
coletar metais do magma, além da relação com o 
volume do sistema hidrotermal, mas também com o 
momento que esses fluidos são exsolvidos do magma. 
Implicações metalogenéticas: 
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⤷ Geração de sistemas hidrotermais; 
⤷ Coleta de metais e elementos de interesse 
econômico do magma; 
 
Em que momento os voláteis serão exsolvidos e como 
fazem a coleta dos metais? Pode haver dois 
processos de exsolução: 
⤷ First boiling = traduzindo, primeira ebulição. Está 
relacionada com modificações na pressão. 
Exemplificando, um plútons que vem ascendendo pela 
crosta, a solubilidade dos gases/voláteis nos magmas 
é condicionada pela pressão, a partir do momento que 
a pressão diminui a capacidade de manutenção dos 
voláteis solubilizados também cai, então essa fase 
volátil é exsolvida. 
É um processo observado dentro dos plútons em 
ascensão dentro da crosta, e vai variar o momento de 
exsolução para cada composição magmática e vai 
depender do volume de voláteis que estão 
solubilizados no magma. 
 
⤷ Second boiling = traduzindo, segunda ebulição. 
Existe uma condição isobárica, ou seja, um plútons 
que já está estacionado, já não ascende mais pela 
crosta devido a sua viscosidade ou outras 
condicionantes. 
Esse processo de ebulição está associado ao avanço 
da cristalização dos minerais do magma. Conforme o 
grau de cristalização do magma aumenta, os voláteis 
vão ficando cada vez mais restrito no magma e sob 
pressãomaior, e em algum momento essa pressão 
excede a capacidade de manutenção desses voláteis 
solubilizados e ocorre a exsolução dessa fase. 
 
 
Como esses dois processos atuam dentro do contexto 
metalogenético? 
O first boiling ocorre por redução da pressão durante 
a ascensão do plúton, onde se tem encaixantes frias, 
com condição de temperatura menor que dá intrusão, 
num cenário com profundidades inferiores a 10 km 
dentro do domínio rúptil da crosta. 
Então o processo de exsolução dos fluidos ocorre de 
maneira brusca, o fluido que está dissolvido na fusão 
insaturada ocupa um volume menor do que quando 
ocorre a exsolução dos voláteis, e esse processo gera 
fraturamento tanto da região de cúpula como das 
encaixantes, então os fluidos e voláteis circulam pelas 
fraturas e podem gerar alteração hidrotermal ou haver 
precipitação rápida dos minerais de interesse 
econômico gerando feições do tipo stockwork 
(comentada nas aulas anteriores). 
Via de regra, o processo de first boinling pode gerar 
hidrofraturamento e é bastante comum observar a 
presença de hidrofraturamento associado (tudo 
depende da quantidade de voláteis que estão sendo 
exsolvidos). 
Ou seja, um volume muito maior de voláteis vai gerar 
um hidrofraturamento mais significativo. Um 
magmatismo com menos voláteis vai gerar um 
fraturamento mais tímido, podendo estar restrito 
apenas ao plúton. Então tudo depende do volume de 
fluidos que está envolvido, mas no contexto de 
redução de pressão durante a ascensão que 
geralmente se observa o hidrotermalismo por 
fraturamento associado. 
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O second boiling se tem um plúton que está 
estacionado, por isso ele está em condição isobárica 
– condição de igual pressão, e a depender da 
profundidade que esse plúton estaciona pode haver 
uma pressão confinante/litostática muito grande e ela 
pode inibir o hidrofraturamento, pois para ocorrer o 
hidrofraturamento a pressão interna gerada pela 
expansão, o aumento de volume dos voláteis precisa 
superar a pressão das encaixantes para que possa 
ocorrer o fraturamento. Se a pressão confinante for 
muito alta, o plúton estiver muito profundo, isso não 
acontece. 
Então o que se observa é a presença desses voláteis 
confinados em meio aos cristais, lembrando que a 
exsolução ocorre por avanço no processo de 
cristalização, e então os voláteis que são exsolvidos 
na massa de cristais que já se encontra em fase 
avançada de cristalização, esse processo de 
exsolução pode gerar micro fraturamento dentro do 
plúton e então os voláteis podem migrar pelas micro 
fraturas e canais até a região de cúpula, ou ficar 
aprisionados em meio aos cristais e interagir 
localmente com os minerais. 
As implicações dessa segunda ebulição, onde se o 
plúton estiver estacionado em um porção mais rasa da 
crosta, isso pode desencadear uma erupção vulcânica 
(estudos mostram que o second boiling é o gatilho de 
muitas erupções). Ou em caso de não haver a 
comunicação da câmara magmática e a superfície, 
pode se observar a formação de pegmatitos na região 
de cúpula granítica, e nesse caso esses pegmatitos 
vão formar bolsões na porção de cúpula da câmara. 
Terá rede de micro fraturas e bolsões pegmatíticos na 
região de cúpula desses granitos. Tudo depende da 
profundidade, das condições em que ocorre esse 
fraturamento. 
 
 
E do ponto de vista metalogenético, qual a implicação 
do first ou second boiling? se tem elementos que tem 
graus de compatibilidade distintos, o fluido com a essa 
fase rica em voláteis que é exsolvida durante a 
ebulição que coleta enxofre, que tem um grande grau 
de incompatibilidade, ele pode coletar metais 
calcófilos, siderófilos que estejam presentes nesse 
magma. 
Se a primeira ebulição ocorre em um momento 
precoce, se observa a coleta de metais, e isso pode 
ser estratégico do ponto de vista metalogenético. 
Quando se tem metais com um certo grau de 
compatibilidade e o plúton não experimenta o 
processo de ebulição precoce na ascensão, esses 
elementos vão ser acomodados na estrutura dos 
minerais silicáticos, e não haverá disponibilidade 
desses elementos quando ocorrer o second boiling e 
esse fluido será empobrecido nesses metais. 
 
 
 
Compatibilidade vs. Incompatibilidade 
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Dentro dos elementos incompatíveis, considerando 
todo o grupo dos elementos litófilos, há graus distintos 
de compatibilidade desses elementos. 
Há os elementos de grande raio iônico, mas com baixa 
carga, são os elementos que são incorporados nos 
sítios cristalinos dos minerais mais polimerizados 
como os feldspatos, as micas, alguns ciclo silicatos, 
soro silicatos, que conseguem incorporar facilmente 
esses elementos litófilos de grande raio iônico. 
Há os elementos litófilos de pequeno raio iônico mas 
que tem carga muito grande, e apesar do ponto de 
vista raio iônico, esses elementos terem tamanhos que 
são similares ao tamanho do Ca, Mg, Fe que são 
elementos que entram facilmente na estrutura de 
qualquer mineral silicático, eles possuem uma carga 
muito elevada, onde os ETR são trivalentes, Zr, Hr, Ti 
que são tetravalentes etc. então são elementos que 
precisam de uma compensação de carga muito 
grande, para que possam entrar na estrutura dos 
minerais. 
Deve se lembrar das regras de Goldschmidt para 
substituição dos elementos. 
 
Existem alguns elementos que tem múltiplas 
valências, como no caso do uranio, estanho e alguns 
metais. Esses elementos que possuem múltiplas 
valências eles serão influenciados pela condição de 
oxirredução desses magmas (no caso de magma se 
fala em fugacidade de oxigênio e não em Eh em 
ambiente superficial), então a depender da fugacidade 
de oxigênio, da condição mais oxidante ou redutora 
pode se observar impacto no comportamento desses 
elementos que apresentam múltiplas valências. 
No caso do estanho, ele pode ser bivalente Sn2+ ou 
tetravalente Sn4+. O bivalente está em seu estado 
reduzido e o tetravalente está em seu estado oxidado. 
Mineralizações de estanho associados a magmas do 
tipo S (redutor). 
Além do estado de oxidação desses magmas, há 
outros fatores que afetam essa compatibilidade e 
incompatibilidade dos elementos, e a composição do 
fluido hidrotermal influencia e o momento em que 
esses elementos serão coletados por esses fluidos 
também influencia o potencial metalogenético. 
 
Exemplo de sistemas mineralizados com Cu, Mo e W 
 
Se tem as mineralizados de Cu associadas aos 
magmas do tipo I, que possui uma condição de 
fugacidade de oxigênio mais elevadas. 
Tem as mineralizações de volfrâmio (W) associadas 
aos magmas de derivação sedimentar, que tem um 
caráter mais reduzido. 
E terá as mineralizações de molibdênio em uma 
situação intermediaria. 
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Os magmas menos hidratados, de natureza cálcio 
alcalina, que ascendem até a níveis crustais mais 
rasos, eles ascendem com uma taxa de cristalização 
muito baixa, e eles irão experimentar o processo de 
ebulição por modificação na pressão. Nesse momento 
o fluido que será gerado é um fluido com uma 
salinidade relativamente alta, e o Cu tem uma 
afinidade com o fluido cloretado muito maior que a 
estrutura cristalina. Então no momento de formação 
desse sistema hidrotermal, no momento de exsolução 
desses fluidos, esses íons cloreto coletam esses íons 
cobre presentes no magma e então o sistema 
hidrotermal tem potencial para mineralizar as rochas 
com cobre. 
O molibdênio tem uma afinidade muito pequena com 
os íons cloreto, e é pouco influenciado pela presença 
deles, então o molibdênio vai se manter no fundido, e 
então ele será incorporado na estrutura dos minerais 
silicáticos e se observa a mineralização de cobre com 
o molibdênio como sendo um subproduto. 
Nooutro extremo se tem magmas de derivação 
sedimentar, com caráter reduzido, então o molibdênio 
presente no magma será assimilado na estrutura dos 
minerais silicáticos, ao ponto que o volfrâmio vai 
ficando acumulado residualmente, e esses plútons são 
os que ascendem pouco na crosta por conta da 
viscosidade e teor de água, e geralmente irão 
experimentar apenas o processo de ebulição second 
boiling. No momento da segunda ebulição o volfrâmio 
é coletado pelo fluido, e ele compõem esse sistema 
hidrotermal formando uma mineralização de volfrâmio 
com molibdênio subordinado. 
São sistemas complexos, que envolvem vários fatores 
e parâmetros que podem influenciar no potencial 
metalogenético. Há uma serie de condicionantes 
geoquímicas, petrogenéticas, a salinidade do fluido 
influencia, o momento da exsolução também influencia 
etc. 
 
Na figura acima se tem a relação estado de oxidação 
x ambiente geotectônico. O ambiente de CC, os 
magmas que serão gerados, os processos que vão 
envolver CC tem uma tendencia a serem 
mineralizados com elementos altamente 
incompatíveis, principalmente volfrâmio e estanho que 
dependem dessa natureza reduzida do magma. 
O molibdênio está associado a esse ambiente, esses 
magmas de retrabalhamento crustal mas precisa do 
contexto oxidante do magma para que seja 
incompatível e não seja assimilado na estrutura dos 
demais minerais. 
Os depósitos de cobre que podem uma maior ou 
menor participação do molibdênio estão na transição 
entre o material crustal de composição mais básica, 
primitiva e de material de concentração mais evoluída 
que é justamente o ambiente de arco magmático onde 
há mistura de material mantélico com crustal. E nos 
ambientes de arco de ilha terá principalmente as 
mineralizações de cobre e ouro associados a um 
ambiente oxidante e mais rico em ferro. 
A uma linha que separa a serie da magnetita da serie 
da ilmenita, esses dois minerais indicam a natureza 
oxidante e redutora dos magmas. Então os magmas 
que apresentam magnetita em sua composição são 
oxidantes, tem potencial para geração de 
mineralizações em Cu e Au e as rochas que não 
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apresentam magnetita em sua composição, não 
necessariamente se identificará a ilmenita, mas a 
ausência de magnetita pode ser indicativa do contexto 
reduzido. 
 
Nessa outra figura também se tem a condição de 
oxidação do magma, mas há outros elementos 
diferentes da figura anterior. 
Se tem magmas aluminosos, magmas com 
composição normais de alumínio e magmas 
insaturados em alumínio. 
Quanto mais diferenciados (ácidos) os magmas, maior 
a tendencia com a mineralização de elementos 
incompatíveis. 
No contexto de rochas relativamente insaturadas, no 
domínio dos plagiogranitos e gabros se observa 
mineralizações de Au, sistemas pórfiros mineralizados 
exclusivamente com ouro, ou pode haver uma 
participação do cobre e ainda no contexto de 
magmatismo de tendencia alcalina, pode-se observar 
mineralização de Cu, Au e Fe associados aos 
sistemas oxidados que seriam os sistemas do tipo 
IOCG. 
Conforme aumenta um pouco o percentual de sílica 
nos magmas, se entra no domínio dos tonalitos, 
granodioritos, onde se observa as mineralizações de 
cobre com ouro e molibdênio e se pode ter veios 
associados a esses sistemas que podem conter zinco, 
prata, chumbo, minerais que se cristalizam em mais 
baixa temperatura, e que serão esperados nas 
porções mais distais desses sistemas. 
No domínio dos magmas bastante diferenciados, ricos 
em elementos incompatíveis, que são os depósitos 
associados aos elementos litófilos, se terá as 
mineralizações de estanho e volfrâmio no contexto 
redutor e as mineralizações de molibdênio associado 
ao contexto mais oxidante. E esse é o domínio dos 
sistemas do tipo GREISEN. 
 
Depósitos que se associam ao plutonismo félsico: 
Sistemas do tipo greisens 
⤷ Sistemas IRGS – intrusion-related gold systems 
⤷ Sistemas IOCG – iron oxide copper gold deposits 
⤷ Pegmatitos 
⤷ Sistemas pórfiros 
Esses cinco sistemas vão se associar ao plutonismo 
félsico. Relacionando o tipo de magmatismo com o 
ambiente tectônico, se tem: 
⇒ Ambiente extensional – Tectônica distensiva 
No ambiente de rifte, intracontinental onde se observa 
o magmatismo anorogênico (magma tipo A), se 
observa intrusões mineralizadas com estanho, uranio, 
nióbio, ETR e flúor. E os depósitos que irão se associar 
a esse magmatismo são do tipo greisen, e os sistemas 
do tipo IOCG. 
Tipos de depósitos associados 
ao plutonismo félsico 
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⇒ Ambiente colisional – Tectônica compressiva 
Tipo CO-CO = Se tem, dentro do contexto de arco de 
ilhas, se observa os sistemas pórfiros mineralizados 
com cobre e ouro, ou mineralizados exclusivamente 
com ouro associados a granitos de derivação 
mantélica. 
Se observa sistemas IOCG, que se associam ao 
ambiente de subducção e bacias oceânicas que tem 
magmatismo e vulcanismo associado. 
 
 Tipo CO-CC = se observa os sistemas pórfiros, 
mineralizados com cobre e podem ter participação do 
molibdênio e ouro. Os equivalentes vulcânicos desses 
sistemas pórfiros são os sistemas epitermais 
mineralizados com ouro e prata. 
Se observa também os sistemas relacionados a 
intrusão, os IRGS, e pode haver alguns pegmatitos 
associados mas são raros e vão portar minerais 
industriais. 
Tipo CC-CC = esse tipo que conterá os depósitos 
pegmatíticos de interesse econômico, que são 
mineralizados com gemas, com lítio, berilo. Eles 
também possuem os minerais industriais, mas tem 
uma diversidade muito maior de minerais associados 
e minerais de interesse econômico. 
Os sistemas do tipo greisen associados a magmas do 
tipo S. 
 
 
 
 
 
São rochas graníticas que foram submetidas a uma 
alteração hidrotermal denominada greisenização. É 
uma alteração hidrotermal bastante especifica. 
O sistema mineralizador e o sistema hidrotermal 
desses granitos se concentram na região de cúpula, 
onde os fluidos interagem com as rochas da cúpula 
granítica e a rocha encaixante imediatas, e em caso 
das rochas encaixantes serem carbonáticas, pode se 
observar a formação de sistemas skarníticos 
(decorrente da interação dos fluidos graníticos com as 
rochas carbonáticas). 
 
Alteração do tipo greisen = é uma alteração 
hidrotermal definida pela paragênese muscovita + 
quartzo e contém outros mineras associados que são 
minerais portadores de flúor e boro em sua estrutura 
(fluorita, topázio, turmalina). 
Sistemas Greisen 
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É uma alteração potássica, que está em uma posição 
intermediaria entre a alteração potássica e fílica. Se 
processa em uma temperatura entre 600ºC e 400ºC, e 
se observa a substituição dos minerais, principalmente 
da biotita e dos feldspatos do granito pela muscovita. 
Outros minerais que podem se associar a essa 
paragênese de alteração são micas litiníferas 
(lepidolita e flogopita) e berilo. 
O que difere a alteração greisen da alteração fílica? A 
greisenização além de ter muscovita e quartzo em sua 
paragênese, apresenta os minerais de flúor e boro 
associado. Outro aspecto em relação as alterações do 
tipo greisen e fílica é a ausência de pirita na alteração 
do tipo greisen (sulfetos são bem pouco comuns) ao 
passo de que na alteração fílica se tem uma 
associação muscovita + quartzo + pirita. E a muscovita 
da alteração tipo greisen é de granulação grossa, 
diferente da alteração fílica que é uma mica branca de 
granulação fina que por geralmente se usa a 
denominação sericita para se referir as micas brancas 
que não é possível identificar. 
 
 
Esse processo de substituição dos feldspatos e biotita 
por muscovita faz com que o sódio dos plagioclásios 
seja disponibilizado para o fluido, parte da sílicadesses minerais também é disponibilizada para o 
fluido hidrotermal e então pode se observar uma fase 
de albitização, assim como também algum grau de 
silicificação mas geralmente essa sílica 
disponibilizada para o fluido ela vai ser observada em 
forma de veios de greisen que podem ter algum 
quartzo associado. 
Essas alterações são tardias, posteriores a alteração 
greisen e se observa uma sobreposição, transição das 
alterações hidrotermais, onde na porção central do 
plúton se observa o granito inalterado, uma porção 
dele, mais próxima a região de cúpula, que estará 
albitizada ou microclinizada, a depender da evolução 
do fluido, e na parte superior a alteração do tipo 
greisen. 
Alteração do tipo greisen associada a dois contextos 
geotectônicos = ambiente anorogênicos e nos 
ambientes colisionais. O granitos que portam essas 
mineralizações, assim como a especialização 
metalogenética desses granitos também é 
diferenciada. 
⇒ Ambientes anorogênicos (rift intracontinental) 
Se observara complexos alcalinos anelares, que são 
típicos desse ambiente. Intrusões félsicas 
peraluminosas (excesso de alumínio). Se observara 
diferença textural, onde os granitos desse ambiente 
apresentam textura rapakivi (fenocristais de felds-K). 
Enriquecidos em Sn, W, Be, Zn e F. 
O estilo das mineralizações são tipo filoniano, 
disseminado e stockwork. 
 
⇒ Ambiente de colisão continental 
Se observa intrusões félsicas peraluminosas (com 
excesso de alumínio). Se observara diferença 
textural, onde os granitos desse ambiente são a duas 
micas, que vão conter a muscovita e biotita como 
filossilicato originais da rocha. 
Enriquecidos em Nb, Ta, Li, Be, P, F e Rb. 
O estilo das mineralizações são tipo filoniano e 
disseminado. 
 
Minerais de minério do tipo greisen = wolframita, 
scheelita cassiterita. 
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O que vai determinar o estilo da mineralização no 
sistema do tipo greisen é a relação entre a pressão 
litostática, que é a pressão confinantes das rochas que 
estão confinando a intrusão, e a pressão de fluidos 
exercida de dentro para fora da intrusão. 
Então são duas pressões, uma interna e outra externa 
e a depender da relação entre as duas pressões se 
observa estilos de mineralizações diferenciados. 
1 – quando a pressão de fluido for muito maior que a 
pressão litostática, ou seja, quando as intrusões forem 
um pouco mais rasas na crosta, se observa explosões 
vulcânicas ou pipes de brecha. 
 
Então se terá rochas com esse aspecto = rochas com 
aspecto de brecha, que pode ou não ser cimentada 
com minério, típicos do ambiente mais raso. 
 
 
2 – pressão do fluido um pouco maior que a pressão 
litostática, ocorrerá um certo grau de fraturamento, 
que vai influenciar tanto a região de cúpula como as 
encaixantes, e aí se observará principalmente minério 
com o estilo filoniano. 
 
 
 
 
 
 
Nesses dois casos, onde a pressão do fluido é maior 
que a pressão litostática, se observa a formação de 
exogreisen, ou seja, greisen que afetam tanto a 
região de cúpula quando as encaixantes, e quando 
esses fluidos forem portadores de outros metais como 
cobre, chumbo e zinco, se observa um zoneamento 
desses metais conforme se afasta da região de cúpula 
da intrusão. 
 
3 – pressão de fluido igual a pressão litostática, se 
observa um microfraturamento, um padrão de 
fraturamento bastante tímido, e o minério irá ocorrer 
principalmente na forma disseminada mas pode 
também ser filoniano e esse padrão pode lembrar um 
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padrão tipo stockwork em função da rede de 
microfraturas. 
 
 
 
4 – pressão de fluidos é menor que a pressão 
litostática, os fluidos ficarão retidos no espaço entre os 
cristais, e irão interagir de forma mais efetiva com os 
minerais, e se observará uma greisenização mais 
intensa, uma alteração hidrotermal melhor 
desenvolvida e o minério irá ocorrer principalmente na 
forma disseminada. 
 
 
Esses depósitos são depósitos que se formam na 
região apical da cúpula granítica, e há algumas feições 
que são características, e essas não se observa 
apenas para o sistema greisen mas também para os 
sistemas pórfiros e IRGS. 
 
Na região de cúpula haverá cavidades miarolíticas, 
texturas unidirecionais de solidificação e lentes 
pegmatíticas. 
UST – são feições, onde o tipo de cristalização do 
mineral ocorre da borda dos veios, da região de 
cúpula, em direção a base da camada. 
Cavidade miarolítica – são bolhas de voláteis e fluidos 
na região de cúpula que são estruturas circulares. 
Lentes pegmatíticas – são feições similares as 
cavidades miarolíticas, são bolsões e camadas dentro 
da região de cúpula onde se observa uma granulação 
dos minerais muito maior que a da encaixante. 
 
 
 
São mineralizações também do tipo apical, que se 
formam na região de cúpula dos granitos, estão 
associados a ambientes orogênicos principalmente 
arcos magmáticos e intrusões de derivação ígnea (tipo 
I). 
As intrusões, são intermediarias a acidas que são 
metaluminosas, ou seja, são intrusões que não tem 
um excesso de alumínio e isso se traduz pela 
Sistemas IRGS 
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presença da hornblenda com alguma biotita como 
sendo os minerais máficos predominantes nas 
intrusões. 
Bolsões de pegmatitos e aplitos são comuns 
associados a esses sistemas, e a diferença do 
ambiente de greisen é que lá havia intrusões de 
caráter reduzido e neste é uma transição entre os 
granitos geradores do tipo greisen e granitos oxidados 
gerados dos sistemas pórfiros. 
Então há uma fugacidade de oxigênio intermediaria no 
caso dos sistemas relacionados a intrusão. 
Se observa um baixo volume de sulfetos, geralmente 
inferior a 5% do volume total da rocha e os sulfetos 
geralmente são a pirita, pirrotita e arsenopirita. 
Mais ou menos no mesmo contexto dos sistemas tipo 
greisen, se observa mineralizações que se 
concentram dentro da intrusão na região de cúpula, 
também pode se observar mineralizações próximas e 
distais, tudo vai depender da condição de exsolução 
dos fluidos durante a formação do sistema hidrotermal. 
 
 
A forma como o quimismo e a composição do magma 
influencia nesses sistemas: 
 
Sistemas mineralizados com estanho (Sn) associado 
aos magmas mais ácidos. Os sistemas mineralizados 
com tungstênio (W) associado a uma acidez 
intermediaria. Os sistemas mineralizados com cobre e 
ouro (Cu-Au) ou ouro e bismuto (Au-(Bi)) em uma 
situação já mais próxima da composição intermediaria 
do ponto de vista acidez. 
 
 
O teor de alumínio também vai influenciar, onde se 
tem as mineralizações de estanho (Sn) e de volfrâmio 
(W) associados aos magmas com excesso de 
alumínio, ao passo que as mineralização de cobre e 
de ouro estão associados aos magmas 
metaluminosos. 
 
 
Relação de fugacidade do oxigênio desses magmas e 
rochas, e se vê que em sistemas oxidados vão conter 
as mineralizações de cobre e ouro, o tungstênio pode 
ser observado em ambas as situações e os sistemas 
mineralizados exclusivamente com ouro estão em um 
contexto mais redutor, assim como as mineralizações 
de estanho. 
 
Do ponto de vista geometria, esses sistemas 
relacionados a intrusão são bem complexos e que vão 
gerar mineralizações com estilos bastante 
diferenciados. 
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Mineralizações em veios, que podem ser do tipo 
paralelo, stockwork. Pode se observar brechas, 
geradas por processos tectônicos, por fraturamento 
hidráulico ou até mesmo pelo processo de vulcanismo. 
Também se observa mineralizações disseminadas, 
tanto na região de cúpula como associada a alteração 
hidrotermal na margem dos veios. Pode se observar 
sistemas escarníticos quando as intrusões se 
colocarem em meio a rochascarbonáticas e também 
se observa veios distais a depender do padrão de 
fraturamento. 
São sistemas relativamente complexos do ponto de 
vista metalogenético, com uma diversidade muito 
grande. 
São sistemas que tem alteração hidrotermal bastante 
restrita com: 
⤷ Alteração potássica – na porção mais interna do 
plúton. 
⤷ Alteração sericítica (qtz-ser-py) QSP / fílica 
⤷ Silicificação 
⤷ Alteração argílica avançada 
A zona de alteração se associava geralmente a 
alteração sericítica (QSP). 
 
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Conteúdo P3 
 
 
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Processos metalogenéticos 
relacionados ao magmatismo 
intermediário a ácido: 
 
⇒ Sistemas pórfiros-epitermais 
No sistema pórfiro, se tem magmas gerados a partir 
de fontes com biotita ou anfibólio. Esses magmas são 
mais anidros e tem uma composição, principalmente, 
tonalítica, granodiorítica o que faz eles terem uma 
capacidade de ascensão muito grande dentro da 
crosta em função da viscosidade, da temperatura e do 
grau de hidratação. 
Esses plútons geradores do sistemas pórfiros, e 
consequentemente do sistema hidrotermal 
responsável pela mineralização nos sistemas 
epitermais, eles se instalam em profundidades em 
torno de 2 a 4 km na crosta, geralmente. 
Esse magmatismo é bastante volumoso, onde se tem 
a subducção da placa oceânica por sobre a placa 
continental e a desidratação dessa placa gera fusão 
parcial, já em um volume muito grande de magma, se 
observa múltiplas intrusões e algumas dessas podem 
ser portadoras de metais de interesse econômico. 
Então se tem magmatismo estéril, mas também 
magmatismo que traz mineralização associada. 
Como esses plútons ascendem até níveis crustais 
rasos, eles experimentam a primeira ebulição, e como 
as rochas encaixantes são relativamente frias em um 
contexto essencialmente rúptil, se observa um 
fraturamento intenso dessas rochas tanto na região de 
cúpula granítica quanto da encaixante. 
Então esse sistema hidrotermal vai circular nessas 
fraturas, vai interagir com as rochas da região de 
cúpula com as rochas encaixantes, vai alterar essas 
rochas e vai mineraliza-las. 
 
As exalações vulcânicas, gases que são expelidos e 
escapam dessa região de cúpula que estão 
associados ao magmatismo volumoso, eles vão 
interagir com o lençol freático na região rasa da crosta 
e também com as rochas presentes nesse ambiente e 
vai gerar um outro sistema hidrotermal associado ao 
ambiente epitermal. 
Não necessariamente é preciso observar vulcanismo 
para se ter um sistema epitermal, é possível observar 
esses sistemas associados diretamente ao 
vulcanismo, o qual está conectado com o processo de 
magmatismo relacionado a subducção da placa 
oceânica, mas se pode observar em regiões mais 
distais a canalização desses voláteis e que vão gerar 
alteração hidrotermal e mineralização. 
A depender dessa condição proximal ou distal, se 
observa sistemas hidrotermais mineralizadores com 
características distintas. 
Os sistemas pórfiros vão ser mineralizados 
principalmente com Cu (cobre). Mo e Au podem ser 
subproduto desse sistema mineralizado com cobre, 
mas em algumas situações se observa sistemas 
pórfiros com Mo, onde o Cu e o Au são subprodutos. 
Au (ouro) e Ag (prata) e parte do Cu vão ser 
responsáveis pela mineralização no sistemas 
vulcânicos (epitermal). Em algumas situações há uma 
alta sulfetação , e então as mineralizações de Cu e Au 
predominam, e nos sistemas de baixa sulfetação, o Au 
Sistemas Pórfiros-epitermais, 
IOCG e pegmatitos 
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e a Ag são os principais elementos de interesse 
econômico. 
⇒ Sistemas pórfiros 
É o sistema mineralizador que vai ser gerado a partir 
da exsolução dos fluidos, em consequência da 
primeira ebulição, e é justamente a interação desses 
fluidos com a encaixante que vai viabilizar a formação 
dos depósitos do tipo pórfiro. 
É dentro desse sistema que irá se observar com mais 
frequência a presença dessas estruturas geradas em 
decorrência do hidrofraturamento da primeira 
ebulição. 
 
Premissas 
Quais as feições que são necessárias identificar em 
campo para poder enquadrar um sistema como do tipo 
pórfiro? 
⤷ Grande volume de rochas hidrotermalizadas e 
mineralizadas. 
As múltiplas intrusões mantem a temperatura na 
região do entorno do plúton relativamente alta, há uma 
alimentação relativamente constante de fluidos dos 
novos pulsos que chegam e que alimentam esse 
sistema hidrotermal, e apesar de serem intrusões 
relativamente anidras quando comparadas a intrusões 
de derivação sedimentar, essa caracteristica do 
magmatismo associado a subducção faz com que os 
sistemas pórfiros tenham um sistema hidrotermal 
significativo. 
Em função disso, esses depósitos são de grande 
porte. 
⤷ É necessário apresentar uma relação espacial e 
genética entre os plútons e a mineralização. 
Neste caso refere-se a plútons no plural, pois 
geralmente se tem diversas fácies associadas a esse 
magmatismo e nesse conjunto de intrusões, ao menos 
uma dessas intrusões é porfirítica e é a causativa do 
sistema mineralizador. A grande maioria dos plútons 
contribui com fluidos, temperatura, fraturamento 
hidráulico mas nem todas necessariamente contribui 
com a mineralização. 
⤷ A mineralização ocorre tanto disseminada com 
associada a veios e vênulas. 
Os sistemas pórfiros possui uma classificação desses 
veios, onde eles são formados em momentos distintos 
da evolução do deposito, geram veios e vênulas com 
características distintas e a identificação desse 
conjunto de veios ajuda na identificação de um 
sistema do tipo pórfiro. 
Exemplificando: 
 
 
⤷ Veios com padrão do tipo stockwork 
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Estilo de alteração hidrotermal nos sistemas pórfiros 
⤷ Sistema de alteração zonado 
⤷ Geometria concêntrica 
Quando diz concêntrica, não se refere 
necessariamente a depósitos com geometria circular. 
Eles podem ser alongados, ovoides, ou 
completamente assimétricos. 
Quando se diz concêntrica, se refere a um sistema de 
alteração que é centrado na porção interna do plúton 
causativo do sistema hidrotermal e da mineralização. 
 
 
Na região central do plúton se observa uma zona de 
alteração potássica, de mais alta temperatura, e que 
na verdade é uma alteração tardimagmatica e está 
associada a fase final de cristalização do plúton, não 
é exatamente um sistema hidrotermal, mas ainda tem 
magma se cristalizando, e essa alteração potássica no 
sistema pórfiro vai ser caracterizada principalmente 
pela presença de biotita e feldspato potássico 
(principalmente o ortoclásio mas pode ser convertido 
a microclinio). 
Na sequência da zona de alteração potássica (destaca 
em traço preto mais forte nas figuras anteriores), se 
observa uma zona de alteração fílica, que já é uma 
zona de alteração de temperatura um pouco menor 
(inferior a 400ºC) e a paragênese típica da alteração 
fílica no sistema profiro é a paragênese QSP (quartzo 
+ sericita + pirita). 
Neste caso não se observa fluorita, turmalina, topázio 
associado a essa alteração como é observado no 
sistema greisen. E geralmente a sericita presente é de 
granulação mais fina, mas localmente pode vir a 
apresentar uma granulação maior. 
A mineralização vai estar disseminada na zona de 
alteração fílica. 
E na porção mais externa do deposito se observa a 
zona de alteração propilítica, e a clorita, epidoto, 
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carbonatos, albita e eventualmente adularia fazem 
parte dessa paragênese. Essa alteração acontece 
desde a instalação do plúton, antes da geração do 
sistema hidrotermal, porque a modificação térmica 
causada pela intrusão já gera modificação nasencaixantes. Então quando se tem uma modificação 
associada a um baixo volume de fluidos, se observa 
uma alteração propilítica. 
É possível observar que a mineralização obedece um 
zoneamento que de certa forma respeita o limite das 
zonas de alteração hidrotermal. 
 
Zona de alteração potássica representada pelo 
tracejado preto escuro, e a zona fílica pelo tracejado 
com pontos, e a zona de mineralização chamada de 
halo piritoso, destacado em azul claro, coincide 
espacialmente com a zona de alteração fílica. 
Entre essas duas zonas de alteração, há uma região 
mais rica em minério que vai ficar justamente no limite 
entre a zona de alteração potássica e fílica, onde é 
possível encontrar até 3% de pirita disseminada, 2-3% 
de calcopirita e os teores mais importantes de 
molibdênio presentes nesses depósitos vão estar 
associados a essas zonas de transição entre as 
alterações. 
 
Estilo da mineralização do sistema pórfiro 
As zonas de alteração potássica e propilítica possuem 
mineralização de baixo teor. 
Na zona de alteração propilítica é possível encontrar 
um sistema de veios polimetálicos, no contexto distal, 
e esses veios podem ser mineralizados principalmente 
com chumbo (Pb), zinco (Zn) e prata (Ag). 
As vezes pode se observar mineralizações em veios 
polimetálicos, e outras os elementos de interesse da 
figura abaixo no sistema epitermal. Tudo vai depender 
da natureza e da composição das rochas encaixantes. 
 
A mineralização vai ocorrer disseminada nas zonas de 
alteração hidrotermal, então se observará os sulfetos 
disseminados na rocha hidrotermalizadas e também 
associados aos veios. E esses veios no sistema pórfiro 
apresentam um padrão bastante específico. 
⤷ Veios em padrão stockwork 
E quando se fala em mineralização nos sistemas 
pórfiros, se fala em quais teores? 
⤷ Cu – 0,2 a 2% 
⤷ Mo 0,01 a 0,5% 
⤷ Au até alguns ppm 
Diferentes gerações de veios no sistema pórfiro: 
Diferentes gerações e diferentes classificações 
presentes na figura abaixo 
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Figura a) veio do tipo A, cortado pelo veio do tipo B, 
cortado pelo tipo D. 
Nos veios do tipo a no sistema pórfiro são veios que 
contêm principalmente a calcopirita e apresentam uma 
geometria anastomosada, pois esses veios ainda 
estão associados a fase tardi magmática de alteração 
(potássica) e então o sistema ainda tem uma 
temperatura muito elevada, uma plasticidade muito 
alta, então os veios são mais sinuosos. 
Na sequência os veios do tipo A são cortados por veios 
do tipo B, que apresentam trilhas de molibdenita e 
quartzo na sua composição, podem apresentar bordas 
de feldspato potássico (assim como os veios do tipo 
A), e apresentam uma geometria mais retilínea, 
estando em um contexto mais rúptil em relação aos 
veios do tipo A. 
E os veios do tipo D eles terão principalmente pirita e 
quartzo em sua composição, e um halo de alteração 
fílica com sulfeto disseminado. E os minerais de 
minério que serão observados tanto na mineralização 
disseminada quanto dentro dos veios são 
principalmente a calcopirita (ccpy), secundariamente a 
bornita (bor) no caso das mineralizações de cobre 
(Cu). Também se observa o ouro (Au) livre e a 
molibdenita. 
A cara desses veios em campo: 
 
 
 
 
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Dando uma olhada em números 
 
São depósitos com teores de cobre relativamente 
baixos. O molibdênio também tem um teor bastante 
baixo (podendo ser subproduto), mas o que chama 
atenção é com relação as idades de mineralização 
desses sistemas, onde o mais antigo apresentado na 
tabela, são os depósitos com 200 Ma +- (Jurássico 
inferior) os demais são todos mais jovens. 
Na tabela há alguns sistemas pórfiros mineralizados 
exclusivamente com ouro associado as intrusões mais 
básicas, gabros e plagiogranitos. E duas exceções 
com idades do arqueano. 
 
 
 
❗ Para reflexão: por que a maior parte dos sistemas 
pórfiros ocorrerem do mesozoico em diante? 
 
 
 
Mapa que apresenta a distribuição dos sistemas 
pórfiros, e é possível observar uma relação espacial 
com as zonas orogênicas. 
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Sistemas pórfiros-epitermais 
Já foi visto o que ocorre no ambiente no entorno das 
intrusões relativamente rasas na crosta, e agora 
veremos o que acontece na interface entre a região de 
cúpula das intrusões e a superfície desse ambiente 
subaéreo. 
 
 Haverá situações me que o sistema plutônico se 
comunica com o sistema vulcânico e se observará 
rochas vulcânicas, processos eruptivos associados ao 
extravasamento desse magma, mas essa não é uma 
condicionante necessária para o desenvolvimento de 
um sistema hidrotermal. 
Quando esse sistema vulcânico existe, se tem uma 
conexão mais direta, uma ascensão desses 
gases/voláteis e uma interação que propicia a geração 
de um sistema mais oxidante e isso tem um impacto 
significativo nas características físico-químicas desse 
sistema hidrotermal. 
Quando esse sistema está associado a um sistema 
vulcânico se observa temperaturas mais elevadas 
associadas a essas exalações, e se observa também 
sistemas periféricos de menor temperatura, exalações 
em regiões um pouco mais distais com temperaturas 
menores, com composições distintas e isso impacta 
na composição do sistema hidrotermal, nas texturas, 
estruturas associadas ao minério e impacta também 
no potencial metalogenético desses sistemas 
proximais e nos mais distais. 
 
 
 
 
 
 
 
Sistema epitermal = são sistemas mineralizadores que 
são gerados a partir da instalação de células 
convectivas, o fluido que circulará nessas células 
convectivas são água meteorica, ou seja, o lençol 
freático que está presente nessa região superficial 
da crosta. O motor térmico desse sistema convectivo 
é o magmatismo, tanto o plutonismo quando o 
vulcanismo que geram uma anomalia no gradiente 
geotérmico, então a água meteorica ela percola 
fraturas, a porosidade dessa rocha, se aquece, 
interage com os gases, com um fluidos, com as 
exalações desse sistema plutônico, magmático, se 
modifica e então se observa na superfície uma série 
de processos, de feições que são típicas e que são 
indicativas da presença desses sistemas hidrotermais. 
A vantagem no sistema epitermal é que se pode 
observar, ir a campo e observar esses sistemas se 
formando, esses processos interagindo com as 
rochas, observar os produtos que estão sendo 
formados a partir da interação dos gases vulcânicos 
com essas rochas do lençol freático. 
Então se tem inúmeros campos hidrotermais nessas 
regiões de rifte, de tectônica ativa, nos arcos 
vulcânicos principalmente. 
 
Os processos que se observar nesses campos 
hidrotermais são “piscinas” de lama borbulhantes, 
resultantes da interação do fluido hidrotermal com as 
Sistema epitermal são sistemas 
mineralizadores gerados a partir de células 
convectivas, nas quais circula água meteorica 
que interage com os gases e vapores 
magmáticos, alterando e mineralizando as 
rochas subsuperficiais. 
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encaixantes, essa solubilização das encaixantes, se 
observará fumarolas, solfataras (que são exalações 
ricas em enxofre que precipitam enxofre nativo), lagos 
ácidos, fontes termais, e os gêiser que nada mais são 
do que o extravasamento na superfície de um sistema 
hidrotermal sob pressão. Esse fluido vem canalizado 
em subsuperfície e quando chega próximo a superfície 
o sistema sofre boiling e se observa uma mistura de 
água e vapor d’agua associada a mudança brusca de 
pressão. 
São processos que ocorrem de forma repetida, são 
sistemas que tem uma duração relativamente longa, e 
que vão modificar a composição dessas rochasna 
interface entre o sistema plutônico e a superfície e vão 
mineralizar essas rochas. Vai se observar uma 
alteração hidrotermal e uma mineralização associada 
a esses processos. 
 
E qual o potencial metalogenético dos sistemas 
epitermais? Como exemplo, o vulcão Galeras, na 
Colômbia, é o vulcão mais ativo do país. 
Pesquisadores identificaram que cerca e 20 kg são 
acumulados de ouro por ano, no interior do edifício 
vulcânico. Esse ouro ainda não é usado devido ao fato 
de não haver possibilidade de acesso por conta do 
vulcanismo ativo. 
 
Estilo de alteração hidrotermal 
 
O que se observa no sistema hidrotermal, é que se tem 
dois termos extremos com os sistemas de baixa 
sulfetação e os sistemas de alta sulfetação. 
 
Os de baixa sulfetação estão associados a condições 
de pH neutro a levemente alcalino e também a 
condições redutoras, e isso refletirá na mineralogia e 
na paragênese de alteração hidrotermal. Nas 
situações de pH neutro os minerais que vão compor 
esse sistema hidrotermal são principalmente a 
esmectita (argilomineral que possui metais em sua 
composição (Mg)), illita em paragênese com a 
esmectita ou clorita associada a esmectita, ou seja, 
argilominerais que caracterizam aquela alteração 
argílica intermediaria. Pode se observar a presença de 
epidoto e clorita, e a temperatura desse sistema 
hidrotermal é que vai determinar se a paragênese vai 
ser formada somente por esmectita, pela associação 
illita-esmectita, ou se observará epidoto ou biotita 
associada. 
Então nos sistemas de mais baixa temperatura, essas 
três paragêneses são as mais comuns. Nos sistemas 
de mais alta temperatura se observará illita, clorita, 
epidoto e biotita. 
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Nos sistemas de alta sulfetação, ou seja, nos sistemas 
onde há uma atividade de enxofre bastante 
significativa, um volume grande de enxofre nesse 
sistema, e um ambiente oxidante, se observa o 
enxofre reagindo com a água nesse ambiente e 
formando ácido sulfúrico, juntamente com gás 
sulfídrico e um volume significativo de ácido clorídrico 
e a junção do enxofre e do ácido clorídrico nesse 
sistema hidrotermal faz com que o pH se reduza 
significativamente. 
Então se observará pHs desde 5 até menores que 1 
quando o enxofre e o ácido clorídrico ocorrem de 
forma associada. 
 
Nos sistemas de pH neutro e baixa sulfetação, o gás 
carbônico é o principal elemento que vai compor, que 
vai interagir com esses fluidos meteóricos e então se 
observa a formação de ácido carbônico, que é um 
ácido fraco, que tem um baixo potencial de redução do 
pH desse fluido. 
Nos sistemas de pH ácido, se observa uma 
paragênese distinta, com a presença de alunita, que é 
um sulfato e denota bastante o caráter oxidante do 
sistema hidrotermal rico em enxofre, e se observa 
também jarosita, halloysita, caulinita, e a presença da 
caulinita por si só não é indicativa de um pH ácido. E 
também os minerais dickita, pirofilita, diásporo, 
topázio, anatásio e rutilo, e novamente terá uma 
variação da paragênese em função da temperatura. 
 
A alunita é uma constante nesse sistema de alta 
sulfetação, ela é estável em diferentes faixas de 
temperatura, a jarosita, halloysita e anatásio são 
típicos de ambiente de baixa temperatura. A caulinita 
também vai estar associada a esses fluidos com até 
200ºC. A pirofilita já é indicativa de um ambiente de 
alta temperatura, superiores a 200ºC essa mineral 
será o argilomineral predominante, assim como o 
diásporo e o topázio também são característicos de 
alta temperatura. 
E a definição dessa paragênese de alteração ela é de 
extrema importância para caracterizar se é um sistema 
de alta sulfetação ou baixa sulfetação e se o fluido 
gerador dessa alteração era de baixa temperatura, 
inferior a 200ºC, ou de alta temperatura. 
 Existe uma diferença entre esses dois sistemas do 
ponto de vista espacial. 
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Na figura acima, há sistemas exalativos, que tem uma 
conexão mais direta com o magmatismo, geralmente 
esses sistemas são ricos em enxofre e ácido 
clorídrico, então nesses sistemas proximais se 
observa os sistemas epitermais de alta sulfetação. E 
nos sistemas de mais distais, se observa sistemas de 
baixa sulfetação associados principalmente pela 
interação da água meteorica com gás carbônico e com 
cloretos. 
Outra diferença entre os dois sistemas é que no 
sistema de baixa sulfetação os fluidos podem 
experimentar um segundo episodio de ebulição, então 
as vezes a depender da natureza das encaixantes os 
fluidos circulam de forma mais confinada, sob pressão, 
e então quando ocorre uma diminuição brusca da 
pressão, seja por que os fluidos se aproximam da 
superfície ou por encontrar uma camada com 
porosidade diferente, ou estruturas que permitem o 
alivio de pressão do fluido, se observa o fraturamento 
hidráulico. E isso geralmente não acontece nos 
sistemas de alta sulfetação, porque se tem fluidos 
mais ácidos, com alteração zoneamento de alteração 
argílica intermediaria nessas porções mais distais do 
sistema epitermal e nas regiões de interação com os 
fluidos mais ácidos, se observa a paragênese de 
alteração associada a alteração argílica avançada, 
quando o ácido sulfúrico e o ácido clorídrico ocorrerem 
no mesmo sistema o pH é menor que 1, e se observa 
a formação da textura do quartzo em esponja, 
chamado vuggy quartz. 
No sistema de alteração alteração argílica avançada 
se tem um fluido quimicamente agressivo, o único 
elemento que permanece insolúvel nesses pH mais 
ácidos é a sílica, então todos os demais elementos são 
solubilizados e são lixiviados com o fluido, e então 
esse processo gera uma porosidade secundária muito 
grande nas rochas encaixantes. 
 
Então o fluido desses sistemas ácidos dificilmente 
circula confinado sob pressão, então ele permeia ao 
longo dessas encaixantes que foram extremamente 
alteradas pelo fluido quimicamente agressivo do 
sistema de alta sulfetação. 
A interação desses fluidos impacta diretamente nas 
texturas observadas nos depósitos. Nos sistemas de 
baixa sulfetação se observa brechas, e muitas vezes 
se observa inúmeras gerações de brecha, então se vê 
brechas com clastos de brecha. Também se observa 
veios e planos de abertura preenchidos por minerais 
com bandamento composicional, principalmente a 
sílica ou jaspe. Se observa com frequência cavidades 
preenchidas por quartzo, com texturas de 
preenchimento de cavidade (crustiforme, coloforme, 
drusiforme), textura calcita lamelar e quando há essa 
textura e brechas associadas necessariamente se 
está em um sistema que experimentou o processo de 
boiling. E também se vê nessas zonas de baixa 
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sulfetação zonas cimentadas por sílica, formando as 
chamadas sílica sínter. 
 
E no ambiente de alta sulfetação se observa 
principalmente textura em esponja (vuggy quartz), e 
veios maciços ou bandados de pirita e enargita. 
 
 
Feições em campo – baixa sulfetação 
 
 
Brecha preenchida por quartzo com textura 
drusiforme. 
 
Veios com textura coloforme. 
 
Sílica sínter em formação. 
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Sílica sínter em ambiente epitermal fóssil. 
 
Calcita lamelar. 
 
Veios bandados/mineralizados. 
 
Stockwork em sistema epitermal. 
 
Feições em campo – alta sulfetação 
 
Quartzo em textura esponja – vuggy quartz. 
 
Bonanza = porções de minério de altíssimo teor. 
 
Estilo de mineralização 
O que vai controlar o estilo da mineralização, as 
paragêneses de minério nesse ambiente de baixa 
sulfetação e de alta sulfetação? 
Se tem o enxofre reduzido em função desse caráter 
mais redutor do ambiente de baixa sulfetação, e então 
o minério vai ser composto principalmente por sulfetos 
oumetais na forma nativa. 
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É um ambiente de baixa atividade de enxofre, e pouco 
S presente vai ser observado minério com aqueles 
elementos que são essencialmente calcófilos, e os 
elementos que não são calcófilos vão ser observados 
na forma nativa ou na forma de sulfosais. 
 
No caso do minério oxidado se tem uma alta atividade 
de enxofre, então se observa minerais formados com 
enxofre em sua forma tetravalente (S4-) e sulfetos que 
tem uma concentração maior de enxofre quando 
comparado com os sulfetos do ambiente de baixa 
sulfetação. 
 
Então se tem principalmente pirita, eléctron (liga de 
ouro), ouro livre, esfalerita, galena e arsenopirita. 
Então em um ambiente de baixa sulfetação os 
principais elementos de interesse econômico são o 
ouro (Au), prata (Ag), zinco (Zn) e chumbo (Pb) e pode 
se observar também antimônio (Sb), arsênio (As), 
selênio (Se) e mineralizações de mercúrio (Hg) 
associado a esse ambiente. 
No caso dos ambientes de alta sulfetação os minerais 
de minério são principalmente a enargita, calcopirita, 
bornita pode estar presente também, a tennantita, 
covelita, ouro livre e também teluretos. Então os 
principais elementos de interesse são o cobre (Cu), 
ouro (Au), prata (Ag) e arsênio (As), juntamente com 
telúrio (Te), bismuto (Bi) e eventualmente o estanho 
(Sn) que não vai ser observado no ambiente de baixa 
sulfetação. 
 
Distribuição de depósitos no mundo 
 
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Sistemas IOCG 
IOCG = Iron Oxide Copper Gold. São depósitos de 
ferro, cobre e ouro (Fe-Cu-Au) que podem conter 
elementos terras raras (ETR) e uranio (U). 
Esses sistemas IOCG são sistemas hidrotermais que 
são mineralizados com oxido de ferro, então 
necessariamente terá oxido de ferro, magnetita e 
hematita, em detrimento da presença de sulfetos de 
ferro como se observa, por exemplo, nos sistemas 
pórfiros, e mineralizações de cobre, principalmente 
calcopirita e bornita. 
Esse sistema mineralizador foi descoberto a pouco 
tempo, então ele está em desenvolvimento, e as 
condicionantes, as premissas desse sistema estão em 
discussão. Primeiro depósito dessa escala foi 
descoberto na Australia em Olympic Dam (1975). 
As condições para que se possa classificar um 
depósito mineral como pertencente ao sistema IOCG: 
⤷ Primeiro de tudo precisa ter a presença de ferro na 
forma de oxido, magnetita ou hematita, e a presença 
de cobre, este com ou sem ouro associado. 
⤷ A mineralização pode acontecer em forma de veios, 
brechas ou na forma de substituição como por 
exemplo nos sistemas escarníticos, mas geralmente 
se tem mais de um estilo de mineralização. 
⤷ Os óxidos de ferro são abundantes, em alguns 
casos podem chegar a 50% do volume do deposito, e 
se observa a magnetita como sendo o oxido de ferro 
mais frequente e associado aos ambientes mais 
profundos na crosta, e a hematita vai compor esses 
sistemas IOCG mais rasos, mais próximos da 
superfície. 
⤷ Esses óxidos de ferro tem baixo percentual de 
titânio, um conteúdo de oxido de titânio (TiO2) bastante 
baixo associado. 
⤷ Não necessariamente vai se constatar em campo 
uma relação espacial entre a mineralização, o sistema 
hidrotermal e o magmatismo. 
Então nos sistemas pórfiros, epitermais, greisen, se 
falava de depósitos com uma relação espacial, 
temporal e genética com o magmatismo causativo. 
Nos sistemas IOCG essas relações não são muito 
claras. 
⤷ A sílica é muito pouco abundante no sistema 
hidrotermal desses depósitos IOCG, então veios de 
quartzo são raros. 
 
Amostra do depósito IOCG – Australia. 
 
Como se formam os sistemas/depósitos IOCG? 
 
Na figura há uma comparação entre os depósitos 
IOCG e pórfiro porque ambos formam depósitos de 
classe mundial mineralizados com cobre (Cu). 
Mas se observa que eles apresentam diferenças em 
termos de contexto geotectônico, estilo de 
magmatismo, profundidade etc. 
Na figura, o que chama atenção é o fato de que no 
sistema pórfiro se tem a mineralização na região apical 
do plúton causativo do sistema hidrotermal e do 
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sistema mineralizador, enquanto nos sistemas IOCG 
não se observa essa relação espacial entre o 
magmatismo e a mineralização. 
Outra questão que chama atenção é a profundidade 
desse magmatismo, onde no sistema pórfiro tem 
intrusões mais rasas (2-4km) e nos sistemas IOCG o 
magmatismo geralmente está mais profundo, entre 6-
15km. 
Então essas intrusões que se associam aos sistemas 
IOCG estão mais profundas, e isso impacta 
diretamente na pressão litostática sobre a pressão de 
fluidos, então se tem uma pressão confinante muito 
elevada e isso faz com que esses fluidos hidrotermais 
sejam canalizados ao longo de descontinuidades da 
crosta, então são fluidos que circulam canalizados e ai 
nos sistemas IOCG se observa que as zonas de 
cisalhamento, os falhamentos mais profundos 
desempenham um papel significativo na 
evolução/geração desses sistemas hidrotermais. 
Comparando as características de cada sistema 
 
Ambos os sistemas estão associados ao magmatismo 
de caráter oxidante, ou seja, da serie magnetita, mas 
se vê uma diferença na composição desse sistema 
magmático, então no sistema pórfiro há uma 
magmatismo alcalino de alto potássio enquanto no 
sistema IOCG o magmatismo tem uma tendencia mais 
alcalina e isso se deve ao contexto geotectônico que 
esses depósitos se formam, onde o magmatismo do 
sistema pórfiro ocorre em ambiente de arco 
magmático, ou seja, zonas de subducção do tipo CO-
CC, enquanto o sistema IOCG vai ocorrer em 
ambiente anorogênico, ou seja, em zonas de rifte, e 
ambientes colisionais principalmente no contexto 
extensional dentro do ambiente colisional. 
A composição das intrusões também varia, nos 
sistemas pórfiros se tem tonalitos a granodioritos 
enquanto para os sistemas IOCG são esperadas 
intrusões de natureza mais máfica, mais ricas em ferro 
viabilizando então o aporte de um volume significativo 
de ferro para esses depósitos. 
E outra diferença significativa está na composição do 
sistema hidrotermal, já que nos sistemas hidrotermais 
no ambiente de depósitos pórfiros vai ter fluidos ricos 
em água (H2O) enquanto nos sistemas IOCG os 
fluidos serão ricos em gás carbônico (CO2). 
 
Estilo hidrotermal dos sistemas IOCG 
Se tem fluidos quentes, que variam entre 400 a 600ºC, 
são fluidos pobre em enxofre (o que é mais uma 
diferença significativa entre esse sistema e os 
pórfiros), por conta disso o ferro acaba se cristalizando 
na sua forma oxidada, na forma de hematita ou 
magnetita. 
O pH desses fluidos tem uma tendencia acida, são 
fluidos extremamente oxidantes e que possuem uma 
salinidade elevada chegando a 50% de cloreto de 
sódio equivalente na composição desses fluidos. 
Se observa que há dois modelos dentro desse sistema 
IOCG, com um modelo que evoca a participação de 
fluidos hidrotermais de origem magmática e um 
segundo modelo que evoca uma mistura de fluidos e 
parte desses fluidos seriam fluidos superficiais que 
interagiram com sequencias evaporíticas para 
justificar a salinidade elevada. 
 
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Nos modelos de derivação magmática o fluido tem 
uma origem ígnea, se observa mistura com fluidos 
superficiais ou fluidos bacinais, mas a maior parte do 
sistema hidrotermal é composto por fluido 
magmáticos. 
E nos modelos que não evocam essa relação com o 
magmatismo, se observa a origem do sistema 
hidrotermal relacionado a fluidos superficiais, a 
salmoura de origem superficial ou de origem 
metamórfica, fluidos metamórficos liberados do 
ambiente profundo que se misturam com esses fluidos 
superficiais que interagiram com rochasevaporíticas. 
Independente da origem dos fluidos se observa um 
zoneamento hidrotermal nesse sistema. O sistema 
IOCG em profundidade se caracterizam pela alteração 
sódica intensa, então se observa verdadeiros albítitos, 
mas nota-se que não é uma albitização das rochas 
mas sim uma alteração sódica pervasiva, as rochas 
são convertidas a albítitos. Depois há uma transição 
para uma zona de alteração potássica de maior 
temperatura onde se tem a presença da actinolita e de 
clinopiroxênio ou de biotita e K-feldspato. 
A mineralização contendo óxido de ferro e cobre vai se 
associar espacialmente a zona de alteração potássica 
do tipo 1. Essa alteração potássica do tipo 1 conforme 
o sistema vai perdendo temperatura e vai se 
aproximando da superfície esse sistema vai se 
tornando cada vez mais oxidante e então sai da zona 
de estabilidade da magnetita e passa a se observar a 
hematita como sendo a fase mineral estável associada 
a essa alteração k-feldspatíca, essa alteração 
hidrotermal transiciona para uma alteração hidrolítica, 
então se deixa de ter um metassomatismo potássico 
para se observar um metassomatismo hidrolítico, e 
então se tem a presença da sericita, muscovita ou da 
clorita, depende da composição das encaixantes e da 
composição do fluido hidrotermal associados a 
hematita. 
Na porção de metassomatismo hidrolítico se observa 
as mineralizações de cobre e de ouro. Então no caso 
apresentado na figura anterior se tem a calcopirita e a 
bornita associadas a óxido de ferro e a ouro. 
Independe do modelo o zoneamento é o mesmo, se 
tem variações desse sistema a depender da 
composição das encaixantes, da menor ou maior 
influência desses fluidos superficiais. Então cada 
deposito tem uma particularidade na evolução desse 
sistema hidrotermal, mas geralmente esses sistemas 
têm esse zoneamento e a depender do nível estrutural 
que se observa as mineralizações se encontra uma 
porção distinta desse sistema hidrotermal e o estilo de 
mineralização compatível com esse ambiente 
hidrotermal no qual esses minerais se precipitaram e 
também compatível com a temperatura e a evolução 
desse fluido hidrotermal. 
 
A depender da profundidade que esses sistemas se 
formam e da composição das encaixantes se observa 
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mineralizações distintas. A figura acima mostra isso, e 
apresenta quatro depósitos que são classificados e 
que são aceitos como IOCG, o Ernest Henry, Starra e 
Olympic Dam ficam na Australia e Salobo fica na 
província mineral de Carajás. 
Ernest Henry e Starra mais condicionados a circulação 
desses fluidos através das falhas, onde as 
encaixantes não são muito impermeáveis e não 
permitiram uma interação maior desses fluidos e a 
mineralização se forma de forma alongada 
respeitando a geometria dessa zona de cisalhamento. 
Salobo que está em uma sequência metavulcano 
sedimentar que já mostra uma permeabilidade distinta, 
então o fluido permeou as camadas e o depósito tem 
uma geometria diferencia quando comparada com as 
demais. 
E o Olympic Dam é um depósito superficial raso, e se 
observa uma transição no estilo da mineralização, 
onde nos ambientes profundos a magnetita é que vai 
ser o óxido de ferro comum e no ambiente mais raso, 
a hematita é o óxido de ferro mais comum. 
Assim como cada um desses depósitos está 
associado a um nível hidrotermal distinto. 
 
Estilo da mineralização dos sistemas IOCG 
Haverá mineralizações associadas a veios, brechas e 
também substituições contendo: 
Cobre = calcopirita e bornita 
Ouro e prata na forma nativa 
Uranio na forma de pechblenda e coffinita 
ETR na estrutura da monazita, xenotima, bastanaesita 
e floencita. 
 
Aspecto brechoide da mineralização. Como as rochas 
encaixantes estão muito hidrotermalizadas, 
geralmente elas possuem um aspecto mais maciço 
sendo difícil identificar essa textura brechoide das 
mineralizações no sistema IOCG. 
Essas brechas geralmente têm uma origem tectônica 
nos sistemas IOCG. A tectônica tem um papel muito 
importante, um controle estrutural muito grande sobre 
a mineralização. 
Alguns dados sobre os sistemas IOCG, os indicados 
em vermelho são os sistemas classificados e aceitos, 
os demais apresentam condicionantes ou feições que 
destoam um pouco o modelo original 
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Milena Coraleski 
 
 
 
Sistemas Pegmatíticos 
Conteúdo apresentado pelo professor Dr. Vinicius 
Anselmo carvalho Lisboa – IFPB 
Apresentação : Pegmatitos e a Província Pegmatítica 
da Borborema. 
O que são os pegmatitos? São rochas ígneas 
formadas por meio da cristalização a partir do magma. 
Essas rochas apresentam textura fanerítica, tendo 
como principal caracteristica a granulação 
extremamente grossa, na qual os cristais podem ter 
tamanhos centimétricos a métricos (Johnston Jr., 
1945). 
❗ Textura pegmatítica e pegmatitos não são a mesma 
coisa. 
São rochas ígneas, a maioria de composição granítica, 
que se diferenciam das demais rochas ígneas por 
apresentarem: 
⤷ Granulometria extremamente grossa e variável. 
⤷ Abundância de cristais com habito variado, 
esqueletal, gráfico ou outros hábitos de crescimento 
fortemente direcionais. 
⤷ Zoneamento espacial de associações minerais, 
incluindo zonas monominerálicas. 
Se uma rocha apresentar uma dessas características 
ela pode ser considerada como um pegmatito, mas 
normalmente os pegmatitos apresentam todas as 
características. 
Com relação a composição média dos pegmatitos, é 
visto a dificuldade de se coletar e fazer analise 
geoquímica de rocha total que sejam considerados 
como representativas para os pegmatitos em função 
da granulometria do tamanho dos cristais. 
Mas em um dos pegmatitos mais estudados do 
mundo, o pegmatito Tanco (não sei se escrevi certo), 
no Canadá. Devido ao grande volume de exploração 
e de estudos é possível fazer modelagem e planos de 
amostragem onde se faz a análise química e com isso 
é possível considerar como representativo desses 
magmas pegmatíticos. 
É possível notar os pegmatitos representam magmas 
bastante evoluídos, com alto teor de sílica, de 
composição granítica em sua grande maioria, 
peraluminosos com enriquecimento em alguns 
elementos que não são tão comuns assim nos granitos 
“padrão”, por exemplo, elementos hsf, ETR, e álcalis 
raros. Então isso denota que um magma pegmatítico 
é um magma um pouco diferenciado em relação aos 
demais. 
Com relação ao mecanismo de formação dessas 
rochas existem algumas ideias e vários debates 
acerca de qual a forma de como esses magmas são 
formados, gerados e sua evolução. 
O modelo mais aceito é onde os pegmatitos estão 
geneticamente relacionados com os granitos, e é o 
modelo apresentado a seguir. 
Mecanismo de formação = o modelo mais aceito para 
a formação dos pegmatitos sugere que esses corpos 
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representam fusões residuais derivadas da evolução e 
cristalização de magmas graníticos, com a 
concentração progressiva de elementos 
incompatíveis, ETR e voláteis (e.g. Jahns and 
Burnham, 1969; London, 2008, 2018; Simmons & 
Webber, 2008). 
Partindo desse princípio, se teria na crosta uma 
intrusão granítica, onde o magma ascenderia na 
crosta, reagindo com as rochas encaixantes. E com a 
ascensão do magma e a colocação da intrusão na 
crosta, se tem uma interação entre a rocha encaixante 
e a rocha ígnea e geração de fraturas nas rochas 
encaixantes. 
Conforme o magma vai sendo resfriado, se percebe a 
presença de bolsões de magma, enriquecido em 
elementos voláteis e elementos incompatíveis além de 
novas fraturas. 
Com o avanço da cristalização o magma residual é 
forçado a migrar para fora da câmara magmática, 
podendo preencher algumas das fraturas adjacentes a 
câmara magmática. 
 
 
 
 
Nos trabalhos experimentaisdo professor Allan M. 
Rubin (1995), foi provado a partir de modelagem 
numérica que é possível esse magma residual, 
enriquecido em todos os elementos anteriormente 
citados, migrar para fora do plúton e preencher as 
fraturas sem que o volume do magma residual se 
cristalizasse de forma instantânea. 
O autor percebeu que existe uma influência térmica da 
intrusão granítica nas rochas encaixantes, que 
modifica o gradiente geotérmico convencional, então 
essa influência permite a migração do magma residual 
sem que houvesse uma cristalização rápida desse 
magma. 
Então Becker definiu de fato essa influência e proposto 
que um magma granítico com cerca de 1 mil km³ 
provoca na encaixante uma alteração térmica que é 
capaz de os diques migrem por até 10 km de distância 
em relação a fonte. 
Compreendendo a possibilidade de migração dos 
pegmatitos para longe da câmara magmática sem que 
haja cristalização de forma rápida, o magma preenche 
as fraturas e começa a diminuir a sua temperatura e 
cristalizar. 
Pelo fato de estar enriquecido em elementos 
incompatíveis e voláteis a formação de bolsões que 
permitem a cristalização de algumas fases minerais 
raras nesses corpos pegmatíticos, e ao final, quando 
o conjunto magmático atingir a temperatura de 
cristalização se tem a formação dos diques 
pegmatíticos que podem portar minerais acessórios 
ricos em elementos incompatíveis e ETR, onde vários 
tem valor econômico agregado, dando origem aos 
pegmatitos 
 
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Modelos numéricos e matemáticos confirmam essa 
influência térmica da intrusão de um corpo ígneo, onde 
ele modifica o posicionamento das isotermas que 
estão ao redor do corpo ígneo e também influencia 
diretamente nas rochas encaixantes e o que se 
percebe também é que se confirma a ideia de que os 
pegmatitos e os magmas residuais se posicionam 
superiores dos plútons graníticos, na porção apical da 
câmara magmática e os pegmatitos são extrações 
extremamente fracionadas sobre tudo os que estão 
mais longe da intrusão. 
 
 
Com relação a afinidade geoquímica dos pegmatitos, 
conforme Cerny (1991), com base no conteúdo de 
ETR , se dividiu os pegmatitos em duas famílias 
distintas: LCT (Li-Cs-Ta) e NYF (Nb-Y-F). 
O principal feito desta classificação é conseguir 
relacionar cada família com um tipo de granito 
gerador. 
Uma atualização em 2005, onde se reafirma as 
principais diferenças entre as duas famílias de 
pegmatitos (LCT e NYF), relacionando com os 
granitos que podem gera-los e qual o tipo de ambiente 
geotectônico. 
Os pegmatitos LCT são associados a granitos do tipo 
S, peraluminosos e se colocam em eventos 
orogenéticos sobretudo em estágios mais tardios. 
Já os pegmatitos NYF são, em sua maioria, 
metaluminosos, e se associam bastante com granitos 
do tipo A e em ambientes anorogênicos. 
 
Especificamente para os pegmatitos da família LCT, 
Cerny propõem em seu estudo de 1991, um modelo 
de zoneamento químico levando em consideração o 
granito fonte. 
Se percebeu nas regiões mais próximas ao granito 
fonte se tem os pegmatitos menos fracionados e 
provavelmente estéreis, e a medida que se afasta da 
câmara magmática os pegmatitos vão se tornando 
cada vez mais fracionados e enriquecidos em 
elementos e minerais que podem ser minerais de 
minério. 
Após os pegmatitos estéreis, se tem os pegmatitos 
ricos em feldspato (utilizados na indústria cerâmica), 
na sequência um pouco mais distante aparecem os 
pegmatitos ricos em berilo, espodumênio, petalita até 
as camadas miarolíticas (porções mais rasas). 
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O que se percebe geralmente, é que todos os 
pegmatitos que há um crescimento exponencial do 
tamanho dos cristais quando se sai da borda para a 
região mais central dos pegmatitos. Então conforme 
aumenta a granulação em direção ao centro dos 
corpos pegmatíticos, o aparecimento da mineralogia 
acessória segue a mesma ordem. 
 
Se há zoneamento dos minerais, reflete um 
zoneamento químico do magma onde os minerais 
foram cristalizados. Na região de borda dos 
pegmatitos a composição química predominante seria 
Fe, Nb e K e então haverá cristalização de minerais 
que possuem esses elementos químicos enquanto 
nas porções centrais haverá a aparição de minerais 
compostos por manganês, tântalo, sódio, lítio e césio. 
E esse zoneamento químico pode refletir na coloração 
dos minerais, como por exemplo a turmalina bicolor. 
Com relação a importância econômica os pegmatitos 
são conhecidos como rochas estratégicas pois são 
fontes quase que exclusivas de alguns ETR, além 
disso tem um alto potencial para gemas além de ser 
uma fonte importante de minerais indústrias. 
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Processos metalogenéticos 
relacionados ao 
 
Os sistemas escarníticos são depósitos gerados a 
partir da interação entre os fluidos e o calor oriundo de 
rochas intrusivas ou vulcânicas com rochas 
encaixantes imediatas. 
 
O que é necessário para observar a formação dos 
sistemas escarníticos? Intrusões que podem ter 
composições bastante variadas em meio a rochas 
carbonáticas, que podem ser mármores, calcários, 
margas etc. 
Então a depender do percentual de carbonato 
associado as encaixantes, ira se observar sistemas 
mais bem desenvolvidos. 
Quanto mais puras forem as rochas carbonáticas, 
mais efetiva vai ser a reação dos fluidos magmáticos 
com essas encaixantes e mais extenso serão os 
sistemas escarníticos. Mas a extensão depende 
também de outros fatores como volume, porosidade 
etc. Basicamente é necessário uma intrusão que 
exsolva, gere um sistema hidrotermal e interaja com a 
encaixante carbonática. 
Se observa que há um zoneamento desse sistemas 
hidrotermais, com a formação de sistema escarníticos 
proximais, sistemas escarníticos distais a depender da 
especialização metalogenética desses plútons e a 
formação de veios e depósitos associados a metais 
base, principalmente chumbo e zinco que são os que 
são encontrados mais distais em relação a intrusão. 
Então de forma geral, os skarns ou escarnitos, são 
rochas cálcio-silicáticas formadas pela substituição de 
rochas carbonáticas por processos de 
metassomatismo de contato relacionado a intrusões 
ígneas. 
O que condiciona a formação dos escarnitos é a 
composição das encaixantes e do plúton. A depender 
da fonte geradora do magma vai se observar magmas 
mais ou menos hidratados, de maior ou menor 
temperatura, tudo isso influencia no desenvolvimento 
do sistema escarnítico. Sistemas hidrotermais mais 
volumosos tem uma capacidade maior de interação, 
com temperatura maior tem uma capacidade de 
reação diferentes dos de menor temperatura e ao 
mesmo tempo a composição da encaixante também 
influencia de forma significativa. 
A porosidade e a permeabilidade também influenciam, 
se o sistema é mais poroso a circulação dos fluidos é 
facilitada, ao mesmo tempo que se há uma 
permeabilidade muito grande os fluidos podem circular 
muito rapidamente e não ter uma capacidade de 
interação muito alta, então a depender das condições 
de geração desse sistema hidrotermal, do grau de 
fraturamento das encaixantes se observa sistemas 
hidrotermais com maior tempo de permanência, de 
ação e reação com as encaixantes ou menor. 
E a reatividade também é uma condicionante 
importante para formar esses sistemas. As intrusões 
podem se colocar nas mais variadas encaixantes mas 
os sistemas escarníticos estão concentrados no 
contato com rochas carbonáticas, onde há um 
quimismo bastante diferenciado entre o fluido 
hidrotermal e a encaixante. 
Quando se pensa em metamorfismo de contato, em 
metassomatismo associado a colocação de intrusões 
se costuma pensar em halos de alteração que se 
formam nas bordas das intrusões e que são facilmenteTermometamorfismo / 
metassomatismo – sistemas 
escarníticos 
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identificados. Entretanto foi difícil encontrar imagens 
que representem esses halos de ação termal, esse 
metamorfismo de contato, e as imagens 
representativas são de uma cadeia de montanhas em 
Montana, nos EUA, onde há um sill de composição 
básica e é possível observar em grande escala os 
halos de coloração mais clara resultante do 
metamorfismo de contato do sill com as encaixantes. 
 
 
 
Quando se pensa em sistemas escarníticos, o que se 
encontra: 
 
Metarritimito da formação Goutuba (Gr. Açungui). 
Intercalações de níveis arenosos, níveis carbonáticos, 
camadas de marga. 
E em meio a esses metarritimitos há um grande sill de 
rocha gabróica e intrusões de composição félsica que 
geraram uma anomalia termal e um sistema 
hidrotermal que interagiu com esses metarritimitos e o 
que se observa em campo é a substituição da 
mineralogia original dos metarritimitos por granadas, 
quartzo mais microclinio, epidoto mais hematita, clorita 
e biotita, camadas ricas em granadas, piroxênios. Há 
uma substituição mineralógica sem que haja mudança 
na textura e na estrutura da rocha. 
 
Outro exemplo que se tem uma alternância de 
camadas de composição arenosa e carbonáticas. Se 
nota que a circulação do fluido e as mudanças 
mineralógicas aconteceram preferencialmente ao 
longo das camadas carbonáticas, onde se tem uma 
mineralogia formada preferencialmente por piroxênios 
e nas camadas arenosas há basicamente uma 
recristalização em função da mudança de 
temperatura, mas muita pouca transformação 
mineralógica em função da pouca reatividade do fluido 
com essas camadas. 
 
Nos sistemas escarníticos necessariamente a reação 
acontece em função da diferença de quimismo entre o 
fluido magmático e as camadas carbonáticas. 
Os minerais encontrados associados a essas 
transformação mineralógicas são principalmente 
granadas (grossularia e andradita mais comuns), 
quando houver mármores rodocrossitícos ou margas 
rodocrossitícas pode se observar a formação de 
spessartina (granada de Mn). Os piroxênios mais 
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comuns são o diopsídio e a hedenbergita, mas pode 
se observar a formação de johannsenita (Mn). Pode se 
observar formação de olivinas como forsterita (Mg), 
como fayalita e tefroita e se vê também a formação de 
alguns piroxênoides, principalmente a wollastonita 
(CaSiO3). 
Os anfibólios também são muito comuns nos sistemas 
escarníticos, principalmente a tremolita (Ca e Mg), 
hornblenda com certa frequência. 
Epidotos também são muito comuns, principalmente a 
alanita, epidoto, clinozoisita. Se observa a formação 
de plagioclásio, de scapolita e outros. 
E de onde vem esses minerais se estamos falando de 
uma rocha carbonática? 
São reações possíveis, como por exemplo nas 
reações de: 
 
 
 
 
 
São reações possíveis e bastante comuns associadas 
aos sistemas escarníticos. E o que controla a 
formação desses minerais? 
As mesmas condicionantes de metamorfismo de 
rochas carbonáticas. 
 
O diagrama de Winkler que demonstra bem como o 
quimismo e as condições físico-químicas vão 
determinar as paragêneses de alteração hidrotermal, 
metassomatismo, não de reação metamórfica. 
Como exemplo do diagrama, em condições de 
pressão e temperatura de até 450ºC, a depender da 
pressão de CO2 no ambiente, a dolomita e o quartzo 
são estáveis, então por exemplo uma marga que tem 
quartzo e dolomita em associação na rocha, a 
paragênese permanece estável até cruzar o limite de 
temperatura onde a dolomita reage com o quartzo 
para formar talco + calcita. 
Em sistema de alta temperatura a calcita reage com o 
quartzo para formar wollastonita. 
 
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Quando se olha o que acontece nas condições de 
pressão de CO2 mais elevadas, que é o que acontece 
nos sistemas escarníticos, se vê que nas temperaturas 
mais baixas esse talco e calcita reagem, 
desestabilizando para formar tremolita, e ela possui 
uma condição de estabilidade relativamente pequena 
e conforme aumenta a pressão de CO2 a tremolita 
reage com a calcita e forma diopsídio, como se 
observa na linha 5 e 7 do diagrama. Então conforme 
aumenta a temperatura, o diopsídio é a fase estável, 
até que atinge temperaturas superiores a 540ºC, 
quando se observa a transformação desse mineral em 
forsiterita. Então quanto maior a temperatura, mais 
anidra é a fase mineral gerada. 
Na fase de metamorfismo retrogrado, quando há a 
redução de temperatura, se observa o retorno das 
reações anteriores. 
 
 
O que se observa nos sistemas escarníticos é que em 
um primeiro momento (1) ocorre a colocação do 
plúton, da intrusão, que vai gerar uma anomalia 
térmica mas assim é um sistema fechado, o plúton não 
exsolveu os seus fluidos. Então ele causa uma 
anomalia térmica e se observa uma primeira fase de 
termometamorfismo ou metamorfismo térmico, 
quando ocorrer o boiling, seja na primeira ebulição ou 
a segunda, tudo vai depender do contexto em que 
essas intrusões estão se formando e se colocando na 
crosta. 
Se observa uma fase de metassomatismo (2), 
inicialmente com temperaturas mais altas, até chegar 
no ápice de temperatura desse sistema hidrotermal 
que varia entre 600-700ºC a depender do 
magmatismo, da profundidade dos sistemas, e então 
se observa uma diminuição de temperatura ao longo 
do tempo, que se associa a fase retrograda (3) do 
sistema metassomático. 
Então quando se observa para as reações do 
diagrama de Winkler, conforme a temperatura 
aumenta e a pressão de CO2 nesse sistema se 
observa as reações se processando em direção a 
cristalização de forsiterita ou da paragênese forsiterita 
ou diopsídio, e quando volta a diminuir a temperatura 
se observa o metamorfismo retrogrado, a substituição 
das paragêneses por tremolita, actinolita, clorita, 
epidoto etc. tudo vai depender do quimismo desses 
fluidos, até onde se volta nas reações e estabilizar a 
paragênese associada a pressão de CO2 e a presença 
de sílica e de outros elementos no fluido. 
O que acontece do ponto de vista processo, há uma 
fase de termometamorfismo onde a perturbação 
térmica causada pela intrusão vai implicar em 
recristalização dos minerais da encaixante e 
eventualmente pode se observar reações de 
desidratação metamórfica e então os fluidos vão ser 
expulsos, e então se vê uma paragênese distinta da 
original depois das reações de termometamorfismo 
em função dessa desidratação mineral. 
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Na sequência, quando ocorre a ebulição do plúton 
esse sistema hidrotermal começa a interagir com as 
encaixantes de forma diferenciada, então onde há 
rochas encaixantes carbonáticas se observa a 
formação de sistemas escarníticos e onde há 
encaixantes com outras composições, principalmente 
rochas de natureza silicática se observa a formação 
dos hornfels. 
Então se tem durante essa fase progradacional a 
expulsão de água magmática associada a esse plúton. 
Em algumas situações é possível observar um influxo 
do sistema hidrotermal dentro da encaixante, e então 
a formação de endoescarnitos. 
 
E na fase de diminuição de temperatura desse sistema 
hidrotermal, ocorre invasão de água meteorica nos 
sistemas mais rasos, a diminuição de temperatura, a 
mistura de fluidos com quimismo diferenciado e em 
função dessa mistura de fluidos se observa a 
precipitação do minério associada a essa fase 
retrograda do sistema escarnítico. 
 
 
 
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O fluido desse sistema hidrotermal são fluidos que 
incialmente tem temperaturas bastante elevadas, 
chegando até a 700ºC e nas fases finais de evolução 
desse sistema hidrotermal as temperaturasjá são bem 
mais baixas, em torno de 200ºC. 
A pressão varia de 0,3-3 Kbars, isso significa intrusões 
que variam desde intrusões rasas até mais profundas, 
em torno de 12 km de profundidade. Depois disso a 
pressão litostática já começa a influenciar na presença 
dos carbonatos em ambiente crustal profundo. 
E haverá salinidades em torno de 10-45% de cloreto 
de sódio equivalente (wt% NaCleq), então sistemas 
variando de pouco salinos até moderadamente 
salinos. 
Quando compara a evolução desse sistema 
hidrotermal com a evolução do sistema escarnítico 
então se tem durante a fase progradacional fluidos 
magmáticos atuando, fluidos esses que vão sendo 
transformados a partir das reações com as 
encaixantes e na fase retrogradacional se pode ter 
uma influência maior ou menor de fluidos meteóricos 
a depender da profundidade que esses plútons se 
instalam. Quando mais raso, maior a influência dos 
fluidos meteóricos na fase retrogradacional do sistema 
escarnítico.
 
 
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Na fase de termometamorfismo é que se observa a 
recristalização térmica, e não só das rochas 
carbonáticas mas também das rochas silicáticas que 
estão no entorno das intrusões. 
e não se observa mineralização associada a esse 
estágio, então o principal produto disso é a 
transformação granulométrica e eventualmente a 
desidratação metamórfica, dependendo das 
condições de pressão e temperatura em que ocorre 
esse termometamorfismo. 
As rochas carbonáticas normalmente têm uma 
granulação muito fina, e na imagem abaixo se vê 
cristais de carbonato centimétricos, subcentimétricos 
mostrando então que houve uma recristalização em 
função da temperatura. 
 
 
Isso ocorre com carbonatos, arenitos, 
principalmente com rochas de granulação fina. 
e como se atesta se essa granulação grossa é 
resultante desses processos de recristalização 
térmica? em função do tipo de contato entre os 
minerais. 
Quando uma rocha experimenta a recristalização 
térmica e se observa o contato poligonizado entre os 
minerais, que geralmente formam ângulos de 120º 
entre os minerais, mas o hábito do mineral também 
influencia, onde em alguns casos os ângulos se 
aproximam de 120º e em outros já variam um pouco, 
mas se nota que houve um processo de 
recristalização, uma poligonização dos contatos 
entre os minerais. Essa é a principal feição que vai 
ilustrar esse processo de recristalização térmica. 
 
 
 
Quando o sistema hidrotermal é exsolvido e começa 
a interagir com as encaixantes se observa a adição 
de sílica (Si), de alumínio (Al) e de ferro (Fe) 
principalmente nos sedimentos carbonáticos, então 
a transformação mineralógica se deixa de ver 
carbonatos e começar a observar granadas, 
piroxênio, olivina. Então nesse sistema de mais alta 
temperatura, essa adição de elementos vai 
cristalizar principalmente esses minerais. 
Se observa também a adição de cálcio (Ca), 
magnésio (Mg) e gás carbônico (CO2) ao fluido que 
é decorrente dessas transformações mineralógicas, 
de acordo com as reações apresentadas 
anteriormente. 
Não se observa a mineralização de sulfetos, então 
não há mineralização sulfetada associada a essa 
fase progradacional mas a scheelita, que é um 
wolframato de cálcio, já pode ser observada nos 
sistemas escarnitos com tungstênio e a magnetita 
pode começar a se formar nessa fase 
progradacional nos escarnitos mineralizados com 
ferro. 
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E as feições observadas nessa fase progradacional 
é uma mistura, uma superposição de wollastonita 
com diferentes porções de granada e piroxênio (a - 
esquerda). Se tem a intrusão de um andesito 
porfirítico (a - direita) e a presença do escarnito na 
fáceis granatifera, em contato com a intrusão 
andesítica, e nas fotos abaixo (a e b) se vê também 
amostras da porção (a) que é rica em granada, de 
coloração avermelhada (que é característica do 
contexto proximal). 
 
 
Quando o sistema começa a perder temperatura, 
começa haver invasão meteórica, reações de 
reequilíbrio em função da menor temperatura e da 
maior condição de hidratação, se observa a 
substituição desses minerais de mais alta 
temperatura como a granada, piroxênio, olivina por 
minerais como epidoto, clorita, calcita, plagioclásio 
onde eles substituem principalmente a granada, a 
tremolita e actinolita juntamente com o talco são os 
principais substitutos dos piroxênios e das olivinas. 
 
 
Nessa fase em que há uma mistura de fluido, uma 
mudança no quimismo hidrotermal, uma redução de 
temperatura é que se observa a principal fase de 
mineralização associadas aos sistemas 
escarníticos. 
Se nota a precipitação de sulfetos, de metais base 
nas porções mais distais do depósito e também a 
precipitação de metais preciosos como prata (Ag) e 
ouro (Au) associados a esses sistemas. 
Os tipos de feições encontradas são as de vestígios 
das fases de mais alta temperatura sendo 
substituídos por minerais mais hidratados e de baixa 
temperatura. 
Na imagem C se observa uma porção central rica em 
granada margeada por essa fase de alteração 
retrogradacional formada principalmente por epidoto 
(coloração esverdeada). Observe que nessa fase 
progradacional é que se observa a cristalização dos 
sulfetos. 
 
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A figura abaixo representa como esse sistema 
escarnítico se comporta quando se tem encaixantes 
com composições distintas, onde na base da figura 
se tem um arenito, seguido por uma intercalação de 
lâminas de folhelho e calcários, seguido por uma 
camada de folhelho, depois um arenito carbonático, 
em cima com uma camada de calcário, seguido por 
uma camada de folhelho e selado por um derrame 
de basalto. 
 
A intrusão corta todo os litotipos, e o que se observa 
é a ação térmica da recristalização em função do 
termometamorfismo desses arenitos gerando 
quartzitos com uma granulometria mais grossa, 
então até onde vai a extensão dessa influência 
termal da intrusão e se observa uma recristalização, 
e então terá feições, geometrias, minerais com 
contatos poligonizados indicando o 
processo de recristalização térmica 
(como na foto ao lado), mas não se 
observa influencia do sistema 
hidrotermal, uma transformação mineralógica desse 
quartzito em função da presença dos fluidos 
hidrotermais. 
Na camada de cima onde há intercalação de folhelho 
e carbonato, se observa feições 
como a foto ao lado, então se 
encontra geometrias tabulares 
associados a esses estratos 
carbonosos enquanto nas 
camadas de folhelho e arenito não se observa uma 
transformação mineralógica significativa. 
Na porção mais proximal pode se observar a 
formação de escarnitos maciços, e nas porções 
intermediarias, distais se observa essa geometria e 
mineralogia diferenciada em função da reatividade 
das diferentes camadas. 
Na camada de folhelho não se observa uma 
interação muito grande, mesmo porque não há uma 
circulação muito grande dos fluidos nessas 
camadas, e se encontra os hornfels então pode 
haver alguma modificação mineralógica mas pouco 
extensa e expressiva. 
Na camada sobreposta se tem um arenito impuro, 
que contêm um pouco de carbonato associado. 
Se percebe que a extensão do sistema escarnítico é 
bem restrita, e se limita basicamente a porção 
proximal com algumas geometrias do tipo venular, 
bolsões associadas a porções mais ricas em 
carbonato dentro da camada de arenito impuro. 
Na camada de calcário e observa a formação mais 
expressiva desse sistema escarnítico, se observa 
uma gradação da mineralogia, na porção proximal se 
nota uma mineralogia muito mais rica em granada do 
que em piroxênio, conforme se afasta da intrusão há 
uma predominância maior do piroxênio em 
detrimento da granada e no fronte de reação do 
fluido hidrotermal com esses mármores (pois já 
passaram pelo processo de recristalização) se nota 
a presença de wollastonita. 
Do ponto de vista de zoneamento setem muito mais 
granada no sistema proximal, uma predominância 
do piroxênio na porção intermediaria e uma 
predominância da wollastonita nos sistemas mais 
distais na transição para o mármore associada a 
recristalização, que é chamado de fronte de 
marmorização. 
Na porção mais proximal se tem um caráter mais 
oxidante e na porção mais distal um caráter mais 
redutor desse ambiente escarnítico e isso se reflete 
na coloração dos minerais, onde as granadas no 
sistema proximal são ricas em Fe3+ e apresentam 
coloração avermelhada, e em porções mais distais 
essas granadas tendem a ter tonalidades cada vez 
mais claras assim como os piroxênios. 
 
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Esta outra figura mostra uma outra zonalidade dos 
escarnitos e é possível observar melhor essa 
zonalidade. 
Há o fronte de marmorização, a direita da figura, que 
é onde a rocha passou pelo processo de 
recristalização térmica associada a primeira fase. 
Na zona proximal se tem a predominância de granada, 
na zona intermediaria a predominância de piroxênio e 
na zona distal a wollastonita. 
Na fase retrograda se observa uma presença mais 
marcantes dos anfibólios associados a substituição 
dos minerais da zona proximal (zona 1) e intermediaria 
e uma predominância maior da calcita, clorita e 
epidoto principalmente associada a essa porção mais 
distal da zona intermediaria (zona 2) e da zona mais 
distal (zona 3). 
Da mesma forma as diferentes mineralizações nos 
sistemas escarníticos também vai respeitar uma certa 
zonalidade, onde nos sistemas mineralizados com 
cobre os sulfetos vão estar sobrepostos a mineralogia 
da zona proximal, se observa uma predominância da 
calcopirita e adentrando a zona intermediaria se 
observa um percentual equivalente de calcopirita e de 
pirita ou pirrotita, mostrando que há uma redução de 
fugacidade em direção à zona mais distal. 
Nos sistemas mineralizados com chumbo e zinco os 
minerais vão se cristalizar de forma distal e muitas 
vezes fora da zona hidrotermal desse sistema 
escarnítico, então se observa principalmente filões de 
esfarelita e galena, que vão ser observadas 
principalmente no fronte de marmorização pois são 
sulfetos associados a cristalização em mais baixa 
temperatura, então quando os fluidos finais deixam o 
sistema escarnítico aí então vão precipitar esses 
sulfetos fora, em outros domínios. 
Nos sistemas escarníticos com volfrâmio, a scheelita 
começa a se cristalizar nas fases tardias dessa região 
proximal associada a essa zona de alteração 
progradacional mas maior volume de mineralização 
esta associado a zona intermediaria, associada a fase 
retrogradacional do sistema. 
E os escarnitos mineralizados com ferro, a magnetita 
também começa a se formar nas fases finais dessa 
fase progradacional e ela vai ser observada em toda a 
extensão do deposito. 
 
A mudança da coloração da granada se deve a 
mudança na condição de oxidação onde há uma 
fugacidade de oxigênio maior nas proximidades da 
intrusão e uma condição cada vez mais redutora nas 
porções distais, então há uma mudança na proporção 
granada-piroxênio e há uma mudança na coloração 
dos dois minerais em função da substituição do ferro 
trivalente na estrutura desses minerais pela presença 
do ferro bivalente. 
 
As granadas nos endoescarnitos costumam ser 
vermelhas, bem intensas. Nos escarnitos proximais 
também são de coloração avermelhada, e conforme 
vão se afastando da intrusão esses minerais vão 
adquirindo colorações cada vez mais claras, 
denotando a mudança de condição de oxidação em 
função da distancia da intrusão. 
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Do ponto de vista metalogenético assim como nos 
sistemas pórfiros e do tipo greisen, se tem os metais 
diretamente relacionados ao magma. Então os fluidos 
de origem magmática são responsáveis pelo aporte 
dos metais que vão mineralizar esses sistemas 
escarníticos. 
Então o potencial metalogenético do sistema 
escarnítico está diretamente direcionada ao potencial 
metalogenético do magma. Então magmas de 
condição oxidante serão portadores de cobre (Cu), 
magmas de composição mais rica em ferro (Fe) serão 
portadores principalmente de ouro (Au) e também de 
ferro e magmas de condições mais redutoras, mais 
diferenciados e ricos em sílica serão portadores de 
mineralizações de elementos incompatíveis, 
principalmente tungstênio e estanho. 
 
A concentração de ferro e de metais alcalinos e 
alcalinos terrosos também influencia no potencial 
metalogenético dos depósitos escarníticos mas 
porque influencia na composição dos sistemas 
magmáticos. 
 
Se observa que há uma variação na distribuição dos 
elementos de interesse econômico. Então os sistemas 
escarníticos mineralizados com cobre são os mais 
oxidados, e os sistemas mineralizados com ouro, 
molibdênio (Mo), volfrâmio (W) são aqueles de 
contexto mais reduzido. 
 
 
E para sintetizar as informações, foi feito o quadro 
abaixo com os principais elementos de interesse 
econômico que são explotados nos sistemas 
escarníticos. 
 
2022 Geologia Econômica I UFPR Geologia 
Milena Coraleski 
 
 
 
2022 Geologia Econômica I UFPR Geologia 
Milena Coraleski 
E em quais ambientes geotectônicos se observa a 
formação dos sistemas escarníticos? Nos mais 
variados. 
Pode se observar os sistemas escarníticos associados 
a um magmatismo orogênico. Então nos ambientes de 
rifte intracontinental se tem magmas de natureza 
alcalina que pode formar depósitos do tipo greisen de 
estanho e também de tungstênio, e pode se observar 
os escarnitos relacionados a esses sistemas greisen. 
 
 
 
No caso da tectônica compressiva, nos ambientes de 
arcos de ilha magmatismo de natureza mais máfica, a 
possibilidade de sistemas pórfiros mineralizados 
exclusivamente com ouro ou com ouro e 
secundariamente com cobre e nesse contexto é 
possível observar a formação de sistemas escarníticos 
associado aos pórfiros mineralizados com ouro. 
No ambiente de arco magmático continental onde se 
tem magmatismo cálcio alcalino e um ambiente com 
condições especificas para a formação dos sistemas 
pórfiros mineralizados com cobre e secundariamente 
com molibdênio, se observa a formação de sistemas 
escarníticos nesse contexto de magmatismo de arco 
continental. 
E nos ambientes de colisão continental se observa 
também os sistemas escarníticos associados aos 
magmas de derivação sedimentar e que tem potencial 
para formação de depositos de estanho e tungstênio 
principalmente. 
Há uma restrição da profundidade, então os sistemas 
escarníticos não são muito comuns em ambientes 
profundo da crosta, então em profundidades menores 
que 12 km associados a essas intrusões 
peraluminosas se observa a formação dos 
equivalentes escarníticos, desde que haja encaixantes 
de composição carbonática. 
 
 
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Processos metalogenéticos 
relacionados ao 
 
Nas primeiras aulas foi visto as figuras abaixo, falando 
sobre a diferença entre os processos geológicos e os 
processos metalogenéticos. 
 
Há três tipos de grupos de rochas: ígneas, 
sedimentares e metamórficas mas quando se vê os 
processos metalogenéticos se tem três grupos de 
processos: processos ígneos, hidrotermais e os 
sedimentares/intempéricos. 
As reações que se processam dentro do sistemas 
metamórficos são reações que se processam em um 
sistema fechado, então em teoria não há adição nem 
perda de elementos nesses processos de 
transformação mineralógica, é apenas um reequilíbrio 
frente as novas condições de pressão e temperatura. 
O que se observa em relação a formação de depósitos 
minerais é que há sistemas abertos, então mesmo os 
sistemas onde há fluidos de origem metamórfica 
gerando depósitos minerais, como é o caso dos 
depósitos de ouro, o fluido temorigem metamórfica 
mas ele não circula em um sistema fechado. Esses 
veios vão se formar e meio a rochas metamórficas 
porque se está falando de processos colisionais. 
Então ambiente profundo na crosta onde se terá um 
ambiente metamórfico mas os fluidos que estão 
gerando os depósitos, eles migram ao longo das 
descontinuidades da crosta mas num sistema aberta, 
então ele sai do ambiente metamórfico e vai 
mineralizar outras porções da crosta. Então ele gera 
um sistema hidrotermal de origem metamórfica. 
Quando se fala em metamorfismo de fundo oceânico, 
na verdade ocorre um metassomatismo de fundo 
oceânico pois há interação da água do mar com as 
rochas da crosta oceânica, então é um sistema aberto. 
Quando se fala em metamorfismo de contato há uma 
ação termal, uma recristalização das rochas em 
função da energia térmica dissipada pela intrusão mas 
a geração dos depósitos está relacionada ao processo 
de metassomatismo de contato. 
Apenas o metamorfismo regional vai formar depósitos 
minerais, e então se tem principalmente depósitos de: 
• Grafita 
• Silicatos de alumínio 
• Mármores e quartzitos 
• Rochas ornamentais 
 
 
 
Quando se fala em metamorfismo progressivo ou 
metamorfismo de regional se refere a ambiente 
colisional, pode ser ambiente de subducção ou pode 
ser de colisão continental propriamente dito. 
 
Então o grau metamórfico, a intensidade dessas 
transformações mineralógicas estão diretamente 
relacionadas com o contexto que esses processos 
Metamorfismo progressivo e à 
deformação 
Metamorfismo progressivo 
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ocorrem e eles vão impactar diretamente no grau 
metamórfico que é determinado em função da 
presença de minerais índices. Então se há clorita, 
anfibólio, granada, silimanita, estaurolita, consegue se 
determinar faixas de temperatura e pressão nas quais 
aquela paragênese foi formada, nas quais aquela 
rocha foi formada. 
Então se tem diferentes tipos de rochas metamórficas, 
ardósias, filitos, xistos, gnaisses, granulitos (rocha 
formada por minerais essencialmente anidros 
piroxênios, granadas, de alta temperatura e pressão). 
E após os gnaisses se tem a fusão parcial dessas 
rochas, gerando então os migmatitos que já estão na 
transição entre a geração do magma, nesse ambiente 
metamórfico e o ambiente magmático. 
Há um zoneamento vertical na formação dessas 
rochas, desses diferentes litotipos, desses minerais 
índices dos graus metamórficos mais elevados eles 
estão relacionados ao aumento da profundidade, da 
temperatura nesses níveis crustais mais profundos. 
 
Então se tem nas regiões de subducção de placa 
isotermas que vão delimitar as zonas de graus 
metamórficos distintos, então em um ambiente mais 
superficial se observa a geração de ardósias, filitos, e 
conforme se aprofunda na crosta é que aparecem as 
rochas com texturas e minerais índices de condições 
de metamorfismo mais intensas. 
Nos ambientes crustais bastante profundos vai haver 
a geração das rochas granulíticas, onde haverá os 
minerais mais desidratados e é justamente esse 
processo de desidratação relacionado ao aumento da 
temperatura e pressão desses sistemas colisionais e 
orogênicos, é que vão gerar o fluidos mineralizadores 
das zonas de cisalhamento. 
Há dois locais importantes para a geração de fluido 
nesse ambiente colisional, na transição entre a fácies 
xisto verde e a fácies anfibolito e na transição entre a 
fácies anfibolito e a fáceis granulito, em profundidades 
maiores que 30 km onde se tem uma devolatilização 
importante das rochas, gerando bastante agua na 
transição entre a fácies xisto verde para a fácies 
anfibolito em função da desidratação mineral e gerar 
uma elevada quantidade de CO2 nessa transição entre 
a fácies anfibolito e a fácies granulito. 
E é justamente a interação desses fluidos com as 
descontinuidades da crosta é que vão permitir a 
formação dos depósitos de ouro orogênico. 
Esses são os mesmos fluidos que vão diminuir a 
temperatura de fusão da base da crosta e que vão 
gerar os magmas que vão dar origem aos sistemas 
pórfiros e epitermais. Então é nesse contexto 
orogênico que se observa a formação desses 
sistemas pórfiros, greisen e ouro orogênico, tudo vai 
depender da interação desses fluidos com a crosta e 
a presença de descontinuidades que permitam esses 
fluidos da desidratação/devolatilização das rochas 
ascenda e precipite veios mineralizados. 
 
 
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Sobre o fluxo dos fluidos na crosta, onde nesse 
ambiente crustal mais profundo se tem uma pressão 
litostática muito alta, então não há uma porosidade 
muito elevada nas rochas e é justamente a presença 
dessas descontinuidades crustais profundas que vão 
permitir que esses fluidos da desidratação ascendam 
e venham a formar depósitos minerais nas regiões 
crustais menos profundas. 
 
Não se está no domínio da crosta onde há a circulação 
dos fluidos por processos convectivos, então são 
fluidos que migram unidirecionalmente em um fluxo 
ascendente. Fluidos associados a uma 
permeabilidade hidráulica nessas rochas e não há 
uma permeabilidade intrínseca. 
 
 
Conforme aumenta a pressão litostática, a tendencia é 
que a porosidade das rochas diminua 
significativamente. 
Há uma relação direta com a transição de fácies entre 
fáceis xisto verde e fácies anfibolito onde se deixa de 
observar a presença do xisto para se observar a 
presença de rochas mais cristalinas, com uma 
porosidade menor associada. 
 
Depósitos minerais associados ao metamorfismo 
⇒ Grafita 
 
A grafita é um mineral que difere do diamante, ambos 
são constituídos essencialmente por átomos de 
carbono, mas se diferem em seu arranjo cristalográfico 
e o tipo de ligação química entre esses átomos de 
carbono. 
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O diamante é formado essencialmente por ligações 
covalentes, com arranjo tridimensional de átomos de 
carbonos ligados por ligações covalentes. 
 
E no caso da grafita, se tem os átomos de carbono em 
um arranjo em folhas, então são estruturas 
hexagonais formadas por ligação covalente, mas entre 
essas folhas se observa ligações do tipo van der 
waals, que são ligações fracas, então isso faz com que 
a grafita tenha uma clivagem basal excepcional assim 
como as micas. Em função dessa estrutura ela 
apresenta uma inercia química muito grande, em 
função da composição, é um material de baixíssima 
dureza então ele tem uma aplicação como lubrificante 
solido. 
É um mineral que tem uma boa condutividade elétrica 
e a associação dessas três propriedades (inercia 
química, condutividade e resistência térmica (funde a 
quase 4.000 ºC)), então faz com ele tenha uma 
aplicabilidade bastante ampla na indústria de 
refratários, lubrificantes, confecção de eletrodos de 
carbono, fibras de carbono, usado também para 
retardamento dos neutros em reatrores etc. 
O que nos interessa mesmo é o processo de formação 
da grafita. É um processo extremamente simples, 
depende da presença de matéria orgânica e do 
metamorfismo dessa matéria. A depender das 
condições de metamorfismo se observa diferentes 
tipos de grafita, podendo ter: 
⤷ Grafita amorfa ou criptocristalina, que é a grafita que 
vai ser gerada em condições de metamorfismo de grau 
baixo a médio, com temperaturas inferiores a 400ºC. 
⤷ Grafita Flaky, que é uma grafita lamelar, bem 
cristalizada, com alto teor de pureza, próximo de até 
80% de carbono na estrutura. Se forma em condições 
de temperatura mais elevadas, acima de 400ºC, com 
metamorfismo de fácies anfibolito com transição para 
fácies granulito. 
⤷ Grafita Lump, que é a grafita com maior grau de 
cristalinidade, com maior teor de pureza, com mais de 
90% de carbono em sua estrutura. Essa grafita é mais 
rara que as demais e acredita-se queela seja formada 
a partir do metamorfismo do petróleo. 
 
A grafita geralmente ocorre na forma de veios, 
principalmente a lamelar e flake que tem maior pureza 
e qualidade. 
A diferença entre elas está no grau de cristalinidade, 
como pode se ver na imagem abaixo 
 
 
⇒ Silicatos de alumínio (Al2SiO5) 
 Há três silicatos de alumínio, três polimorfos. A 
cianita, silimanita e a andalusita. 
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Esses minerais se formam em condições de 
metamorfismo médio a alto e cada um desses 
minerais é indicativo de condições de pressão e 
temperatura distintas. 
A cianita é formada em condição de menor 
temperatura e pressões variadas. 
A andalusita é formada em condições de pressão 
baixa a moderadas para faixa de temperaturas 
intermediarias. 
E a silimanita formada em condições de alta 
temperatura e faixa de pressão bastante variada. 
A andalusita é a mais comum das três e esses 
polimorfos dos silicatos de alumínio são transformados 
termicamente em mulita que é um material refratário. 
A geometria desses depósitos depende das 
características do protólito, então a distribuição do 
alumínio dentro das camadas do protólito em caso de 
rochas metassedimentares, e vai depender também 
da deformação que acompanha esse metamorfismo 
então podem ser depósitos estratiformes, com 
geometrias complexas etc. 
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Processos metalogenéticos 
relacionados à 
 
Os depósitos de ouro orogênico também conhecidos 
como lode gold. 
 
 
Antes esses depósitos eram chamados de filonianos, 
e na verdade a denominação de depósito filoniano se 
refere a uma geometria, uma morfologia do depósito 
mas quando não se tinha muito conhecimento da 
gênese desses depósitos todos os depósitos 
filonianos eram entendidos como pertencente ao 
mesmo modelo. 
Quando as pesquisas avançaram e foram 
desenvolvidos equipamentos e técnicas analíticas que 
permitiam entender melhor a origem dos fluidos, foi 
necessário separar. 
Então se tem depósitos filonianos associados a 
sistemas magmáticos e associados a sistemas 
orogênicos. 
Os lode gold podem ocorrer em níveis crustais 
distintos e correspondem atualmente a cerca de 1/3 do 
ouro minerado. 
São filões que tem podem ter alguns metros de 
largura, e que podem se estender a alguns 
quilômetros e que geralmente tem teores bem 
expressivos, com ouro livre, prata livre associada. 
Os depósitos de ouro foram separados em níveis, e 
esses depósitos são encontrados em ambientes 
epizonal, mesozonal e hipozonal, relacionado com a 
profundidade, onde os epi são os mais rasos, os 
mesos são intermediários e os hipos são os mais 
profundos. 
Como diferenciar o ouro da pirita, por exemplo. Caso 
haja um veio com pirita fina disseminada e o ouro 
também, a diferença é que quando se muda o ângulo 
de incidência da luz sobre a amostra o ouro nunca 
para de brilhar já a pirita precisa que a luz incida sobre 
a facie do mineral para que apresente o brilho 
metálico. 
 
Os depósitos de ouro orogênico, são depósitos de 
ouro – obviamente – que se associam a rochas 
deformadas e metamorfizadas e que vão concorrer 
nas adjacências de grandes zonas de 
descontinuidades crustais. 
Os fluidos mineralizadores têm origem no 
metamorfismo progressivo, então necessariamente o 
metamorfismo precisa ser um metamorfismo regional 
e precisa atingir pelo menos fácies anfibolito e 
preferencialmente fácies granulito pois é justamente 
nessas transições que se observa a geração dos 
fluidos importantes para esse sistema metalogenético. 
Quando se fala sobre a formação nas adjacências de 
grandes descontinuidades crustais se fala de 
depósitos que não estão diretamente associados a 
zona de falha principal mas que vão estar nas 
estruturas secundarias, até mesmo terciarias, a uma 
distância de até 5 km da estrutura. 
Essas descontinuidades crustais são importantes, 
pois são fluidos que tem origem no metamorfismo 
progressivo, se observa a formação de um grande 
volume de fluidos na transição de fácies xisto verde 
para a fácies anfibolito. 
Deformação – ouro 
orogênico 
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Nesse ambiente de domínio da fácies xisto verde se 
tem o domínio rúptil da crosta, onde as temperaturas 
vão até próximo de 400ºC então se tem feldspatos, 
minerais máficos se comportando de forma 
essencialmente rúptil. 
 
Então no ambiente rúptil da crosta se tem a 
manutenção de porosidade preexistente e se observa 
a criação de porosidade secundária associada entre 
outros fatores, a deformação dessas rochas. 
Quando adentramos o domínio dúctil da crosta, se 
entra no domínio da fácies anfibolito, com 
temperaturas superiores a 450ºC então se observa 
uma deformação plástica do feldspato, com o quartzo 
e o feldspato se deformando plasticamente. Se 
observa então uma deformação essencialmente dúctil 
dos materiais presentes. 
Na fácies anfibolito inferior, com temperaturas 
superiores a 700ºC os piroxênios começam a mostrar 
uma deformação mais plástica e quanto mais profundo 
na crosta maior a tendencia de deformação dúctil de 
todos os minerais presentes na crosta. 
Na fácies granulito inclusive as olivinas se 
transformam de forma plástica. 
Então se observa uma transformação mineralógica, da 
fácies xisto verde onde já um predomínio das cloritas, 
muscovita, biotita, esses minerais são desidratados, 
são convertidos em anfibólios, tremolita, hornblenda a 
depender da profundidade de temperatura e na 
transição da fácies a anfibolito para granulito esses 
minerais são novamente desidratados e são 
convertidos a piroxênios, olivinas que são minerais 
essencialmente anidros e também ocorre a 
devolatilização do carbonato e esses fluidos vão se 
misturando. 
Quando um fluido percola ao longo das 
descontinuidades, falhas profundas, ele experimenta 
várias mudanças de natureza físico-química que vão 
acarretar a precipitação do minério. 
 
Circulação de fluidos na crosta 
É importante relembrar que quando os fluidos 
ascendem nessa transição do ambiente dúctil para o 
ambiente rúptil da crosta se observa uma mudança 
drástica de temperatura, onde se sai de temperaturas 
da ordem de 500-600ºC para temperaturas inferiores 
a 400ºC. 
Esses fluidos experimentam uma redução brusca de 
temperatura e vão experimentar também uma redução 
brusca e pressão, uma mudança no caráter dessa 
rochas. 
 
 
Além da mudança brusca estrutural associada as 
rochas do domínio rúptil e do domínio dúctil da crosta 
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se tem a ocorrência de terremotos, a dissipação rápida 
de energia associada a essas falhas crustais 
profundas e isso também causa uma mudança brusca 
de pressão que pode acarretar na desmistura desse 
fluido que era homogêneo e essa mudança brusca 
diminui a solubilidade do CO2 e então se observa a 
precipitação dos minerais hidrotermais e do minério 
associado ao fluido. 
Como esse processo é recorrente, então se observa 
sucessivos eventos de ruptura desse plano de falha e 
o preenchimento sucessivo de minerais e um 
zoneamento associado ao preenchimento do veio. 
 
As características desses fluidos mineralizadores 
desse sistemas orogênicos são aquocarbonicos 
aonde a água vem da desidratação mineral e o 
carbono vem da devolatilização mineral. Pode se 
observar também uma certa quantidade de enxofre 
associado a esse fluido quando as rochas que estão 
sendo transformadas nessas mudanças de fácies 
metamórficas quando tiverem enxofre em sua 
estrutura. 
Os fluidos têm temperaturas que variam entre 200-
450ºC principalmente os fluidos mineralizadores na 
fácies xisto verde que é o local onde se encontra com 
maior frequência a formação de minério porque 
justamente nesta transição de fácies se observa a 
queda bruscade pressão e temperatura e esses 
mecanismos fazem que o fluido precipite minério 
principalmente na zona rúptil da crosta, na fácies xisto 
verde. 
Esses fluidos podem ter de 5-20% de CO2 em sua 
constituições, podem apresentar metano (CH4) ou gás 
nitrogênio (N2), vai depender principalmente da 
presença da matéria nessas rochas que estão sendo 
metamorfizadas. 
O pH desses fluidos varia de neutro a levemente 
ácido, entre 5,5-7, e eles tem um caráter reduzido 
justamente em função do ambiente de metamorfismo 
onde se tem rochas sedimentares ricas em carbono, 
em matéria orgânica e que fazem com que esse 
ambiente de forma geral seja um ambiente com uma 
tendencia mais redutora do que oxidante. 
A salinidade desses fluidos podem apresentar teores 
de cloreto de sódio (NaCleq) bastante baixos, entre 3-
7% do volume do fluido. 
Então como o fluido transporta metais se ele tem 
salinidade baixa? 
 
Metais duros são transportados por ligantes duros e 
metais moles são transportados por ligantes moles, 
então o ouro, a prata, cadmio são metais moles e que 
serão transportados principalmente pelos íons 
hidrogeno sulfetos. 
Então se tem um fluido de baixa salinidade, não há 
abundância de íons cloreto mas pode haver nesse 
fluido enxofre que vai ser coletado durante o processo 
de metamorfismo de rochas que tem matéria orgânica, 
sulfetos, sulfatos que estão sendo recristalizados e o 
S é que vai fazer o transporte do ouro e da prata 
principalmente, e do mercúrio também. São os três 
metais observados nesses veios associados a zonas 
de cisalhamento. 
O ouro vai ser transportado principalmente por 
complexos bissulfetados (Au(HS)2) assim como a 
prata e o mercúrio vão ser transportados na forma de 
complexos tiossulfetados. 
 
No ponto de vista caracterização da origem desses 
fluidos através da análise de isótopos é possível 
determinar que eles não tem uma origem metamórfica 
tão pouco conata, bacinal. 
E por que não é possível afirmar que eles tem origem 
metamórfica? Pois a composição de isótopos de 
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oxigênio dos fluidos associados ao depósitos de ouro 
orogênico tem razões isotópicas de oxigênio que 
variam de +7 (conforme tabela abaixo) até mais ou 
menos 13, que é justamente a zona de sobreposição 
da água magmática em relação a composição 
isotópica da água metamórfica. 
 
Então são necessárias outras características além da 
composição isotópica para determinar a origem 
desses fluidos. A salinidade e o caráter redutor desses 
fluidos, a composição é de extrema importância. 
 
O que acontece com esses fluidos quando eles 
circulam na crosta? 
Eles vão experimentar mudanças de temperatura, 
pressão, principalmente mas mudanças de fácies, e 
como isso influencia na estabilidade desses fluidos? 
 
No gráfico acima se tem a solubilidade do gás 
carbônico em água, em diferentes condições de 
pressão. 
Nota-se que a solubilidade de CO2 em água a 1 atm é 
extremamente baixa e quando se passa de 75 atm 
esse solubilidade passa a ser muito mais expressiva. 
Então, com o aumento da pressão há um aumento da 
solubilidade do CO2 nos fluidos, e o inverso também é 
valido. 
Quando o fluido experimenta uma mudança de 
diminuição de pressão esse CO2 é desmisturado do 
fluido e se observa precipitação. 
Da mesma forma a mudança de temperatura 
influencia na estabilidade do fluido, onde no gráfico se 
tem temperaturas baixas então não é possível 
observar a estabilidade do CO2 em relação a 
temperatura porque os sistemas apresentam 
temperaturas maiores do mostra no gráfico, mas a 
mudança de temperatura também está associada a 
precipitação do minério. 
 
A salinidade influencia na precipitação do minério? 
Sim. 
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Os fluidos com menor salinidade tem uma capacidade 
maior de solubilização de CO2 do que fluidos mais 
salinos. Não é atoa que esses fluidos gerados no 
metamorfismo são aquocarbonicos, pois são menos 
salinos, assim solubilizando mais CO2, um elemento 
que está disponível nesse ambiente de desidratação, 
devolatilização mineral. 
Então se houver uma mudança na salinidade desse 
fluido, por exemplo uma mistura do fluido com um 
fluido salino ou a interceptação de uma camada 
evaporítica, que mude a salinidade do fluido, a uma 
diminuição de solubilidade de CO2 então desestabiliza 
o fluido e ocorre precipitação mineral. 
 
O pH e o Eh também influenciam de forma significativa 
na estabilidade desses fluidos, lembrando que os íons 
hidrogeno sulfeto (Au(HS)2) e os sulfetos vão ser 
gerados a partir da dissociação do ácido sulfídrico que 
é um ácido fraco que se dissocia em mais de uma 
etapa, então quanto mais acido for o fluido maior é a 
tendencia do retorno da estrutura do ácido sulfídrico, 
menor a disponibilidade dos íons capazes de 
transportar metais, assim como a fugacidade de 
oxigênio também vai interferir, então se tem a 
manutenção dos íons hidrogeno sulfetos em ambiente 
redutor, a partir do momento que esse ambiente for 
oxidado esse íon vai se transformar em íon sulfato e 
esse íon tem um capacidade de transporte de ouro 
praticamente muito pequena. 
Então se houver oxidação do ambiente se observa 
precipitação mineral. Se houver mudança do pH no 
ambiente se observa a precipitação mineral, 
principalmente havendo acidificação desse ambiente 
ou uma alcalinização excessiva. 
 
Nesses sistemas há mineralizações em diferentes 
profundidades, a maior parte dos depósitos se 
concentra na região mesozonal, entre 3-15km de 
profundidade dentro do domínio da fácies xisto verde. 
Pode se observar alguns depósitos hipozonais, nesse 
ambiente associado a fácies anfibolito entretanto eles 
são menos comuns. 
A um zoneamento metálico, ouro e arsênio são mais 
comuns no ambiente hipozonal. Ouro e arsênio (As) 
ou ouro e antimônio (Sb) vão ser observadas a 
depender da profundidade dentro da fácies xisto 
verde. 
E no ambiente epizonal praticamente não se observa 
depósitos de ouro orogênico mas pode se observar a 
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presença de veios mineralizados com mercúrio ou 
mercúrio e antimônio. 
Então se tem um zoneamento metálico a depender da 
profundidade em que esses depósitos se formam. 
 
 
 
 
 
 
 
 
Controle Estrutural 
 
Esses depósitos apresentam um controle tectônico 
importante e a geometria dos veios vai depender do 
nível estrutural em que eles se encontram, das 
características das encaixantes e também do estilo de 
deformação. 
Então pode ter veios associados a zonas de 
cisalhamento, pode haver veios extensionais 
associados a ambiente de falha, pode haver veios 
associados dentro do contexto de cisalhamento 
associado aos sítios de abertura. 
Então é fazer uma analise estrutural, determinar a 
posição dos tensores, fazer a análise dos sítios de 
abertura pois é justamente nesses sítios que 
preferencialmente se encontra minério. 
Quando se pensa no controle estrutural, é importante 
lembrar que o estilo da tectônica mudou ao longo do 
tempo geológico, onde no arqueano, no proterozoico 
se tinha uma crosta muito mais quente, uma dinâmica 
muito mais intensa dessas deformações, gerações e 
consumos de placas tectônicas que começa a mudar 
a partir do mesoproterozoico e se estabelece do 
neoproterozoico em diante e então se percebe no 
registro geológico a ocorrência recorrente desses 
ciclos de Wilson. 
Se observa uma diferença significativa nos depósitos 
orogênicos do Arqueano e Paleoproterozóico em 
relação ao depósitos Fanerozoicos. 
E qual a diferença que se observa? 
Condicionantes dos depósitos 
Os depósitos de ouro orogênico do arqueano e do 
paleoproterozóico estão associados aos terrenos do 
tipo Greenstone Belts que nada mais são os 
ambientes orogênicos do arqueano e 
paleoproterozóico.As mineralizações vão estar hospedadas em 
sequencias vulcânicas, intrusões subvulcânicas, nas 
formações ferríferas bandadas (BIF), todas as 
sequencias metamorfizadas em fácies xisto verde 
preferencialmente. 
São rochas principalmente vulcânicas e formações 
ferríferas que vão hospedar essa mineralização. 
Os depósitos de ouro orogênico do Fanerozoico eles 
estarão associados a arcos magmáticos, as zonas de 
subducção principalmente neste ambiente continental 
e nas zonas de colisão continental. 
Os depósitos vão estar hospedados principalmente 
em sequencias metassedimentares clásticas. 
Então os depósitos de ouro orogênico que são 
encontrados nas sequencias o tipo Greenstone Belts 
estão associados justamente ao processo de 
cratonização dos terrenos antigos por isso esses 
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depósitos estão preservados. Já os depósitos 
Fanerozoicos mostram no registro geológico 
sequencias sedimentares importantes que geralmente 
estão na região mais superficial da crosta e que vão 
atuar como principais encaixantes dessas zonas de 
cisalhamento dos depósitos de ouro orogênico. Há um 
número muito menor de depósitos associados a 
rochas ígneas, tanto subvulcânicas quanto vulcânicas. 
 
 
⇒ Veios 
Depósitos do tipo venular. São chamados de Mother-
lode, que são os veios principais. 
Essa terminologia é aplicada para veios mineralizados 
com ouro e prata. 
Há uma sequência de veios extensionais associados 
a essa zona principal. Isso acontece em função da 
dinâmica do cisalhamento, em função do 
posicionamento dos tensores a geração da falha 
principal e então há sítios de abertura que podem estar 
deformados. 
Geralmente esses veios são preenchidos por quartzo 
ou quartzo e carbonato e se observa halos de 
alteração hidrotermal pouco expressivos nesse 
sistema. 
 
 
 
Pode haver veios subparalelos, que são denominados 
como Sheeted-veis. 
 
E pode haver veios paralelos ao acamamento. O 
controle das mineralizações é principalmente 
estrutural mas secundariamente pode se observar 
uma influência da estratigrafia na formação desses 
depósitos quando há sequencias metassedimentares, 
mas mesmo quando há o controle estratigráfico pode 
observar veios cortando essa estratigrafia ou 
controlando a circulação de fluido que geram 
mineralizações. 
Estilo dos depósitos 
2022 Geologia Econômica I UFPR Geologia 
Milena Coraleski 
 
 
⇒ Brechas 
Depósitos associados a brechas, tectônica e de 
natureza hidráulica (apesar de serem menos comuns). 
O processo de desmistura das fases dentro dos fluidos 
também pode gerar algum fraturamento mas isso vai 
ser observado principalmente nos níveis crustais mais 
rasos, onde o comportamento é essencialmente rúptil. 
 
 
 
⇒ Substituições 
É um estilo bastante comum e é associado 
exclusivamente aos depósitos de ouro orogênico do 
paleoproterozóico e do arqueano que são os depósitos 
formados por substituição nas formações ferríferas 
bandadas (BIF). 
O que acontece é que nos BIFs há uma alternância 
entre lâmina e camadas ricas em sílica e camadas 
ricas em ferro. 
 
Há um fluido que transporta ouro nos complexos 
tiossulfetados, o ferro tem afinidade com o enxofre 
maior que o ouro, então quando o fluido encontra uma 
camada rica em ferro ele larga o ouro para pegar o 
ferro e precipita na forma de pirita ou de arsenopirita e 
o ouro é precipitado na forma metálica. 
 
 
 
No ponto de vista mineralogia se tem como principais 
minerais de ganga o quartzo e o carbonato, são típicos 
dessas mineralogias de veios nesse ambiente 
orogênico. 
Pode observar em menor proporção muscovita, clorita, 
turmalina e scheelita, e a presença desses outros 
elementos vai depender do contexto em que o fluido 
foi gerado e as rochas que estão sendo permeadas 
por esse fluido. 
Mineralogia 
2022 Geologia Econômica I UFPR Geologia 
Milena Coraleski 
Nesse ambiente de ouro orogênico há baixo 
percentual de sulfeto, entre 5-10% no volume dos 
veios e nos halos de alteração se observa sulfetos. 
A mineralogia dos minerais opacos e dos minerais de 
alteração esta diretamente relacionada com a 
profundidade que os veios ocorrem pois há condições 
de T e P diferentes. 
Então não se espera encontrar minerais estáveis 
apenas na fácies xisto verde e anfibolito. A mineralogia 
dos veios é compatível com o ambiente metamórfico 
em que os veios se formaram. 
 
 Na fáceis anfibolito se observa hornblenda, diopsídio 
etc. Na fáceis xisto verde se observa clorita, biotita, 
carbonatos etc. 
Os minerais opacos vão depender da condição de 
oxidação e redução do ambiente. Então na fácies xisto 
verde em condições um pouco menos reduzidas pode 
se observar a presença de hematita, magnetita e rutilo. 
Quando as condições forem um pouco mais redutoras 
se observa o predomínio da pirita. 
Já na fácies anfibolito predominam condições mais 
reduzidas, então o mineral de ferro presente vai ser a 
ilmenita e o principal sulfeto presente vai ser a pirrotita 
em lugar da pirita. 
A arsenopirita é um mineral bem comum nesses veios. 
Do ponto de vista estilo, se observa as brechas no 
ambiente mais rúptil da crosta. Os veios que vão 
ocorrer desde a fácies xisto verde até a fáceis 
anfibolito, veios laminados tem uma tendencia maior 
de serem observados na fácies anfibolitos assim como 
as disseminações de ouro também são mais comuns 
nessas regiões de grau metamórfico mais elevado. 
 
 
O zoneamento hidrotermal não é muito importante. Se 
observa halos de alteração que tem dimensões 
centimétricas até algumas dezenas de metros mas 
não é um zoneamento importante. 
Geralmente se observa quartzo ou quartzo e 
carbonato na constituição do veio. É possível observar 
carbonato e clorita e sericita ou clorita somente a 
depender a composição do fluido e como ele interage 
com a encaixantes.