Estudo da Formação de Minerais

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JAZIGOS MINERAIS 
 
 
 
 
 
 
ESTUDO DA FORMAÇÃO DE 
MINERAIS 
 
 
 
 
CARACTERIZAÇÃO DOS AMBIENTES E PROCESSOS DE FORMAÇÃO 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
3º ANO ENG. GEOLÓGICA E MINEIRA – 2006
 
 
ESTUDO DA FORMAÇÃO DE MINERAIS 
 
 
Índice 
 
1.Introdução 
 
2.Termometria Geológica 
 
2.1 Medições directas 
2.2 Pontos de Fusão 
2.3 Pontos de Inversão 
2.4 Dissociações 
2.5 Exsudações 
2.6 Alteração das Propriedades Físicas 
2.7 Recristalizações 
2.8 Inclusões Fluidas 
2.9 Minerais Indicadores de Temperatura 
2.10 Isótopos estáveis 
 
 
3.Formação dos Minerais 
 
3.1 Cristalização dos Magmas 
3.2 Sublimação 
3.3 Destilação 
3.4 Evaporação e Sobressaturação 
3.5 Reacções de gases sobre outros gases, líquidos ou sólidos 
3.6 Reacções de líquidos sobre outros líquidos ou sólidos 
3.7 Precipitação por Bactérias 
3.8 Deposição Coloidal 
3.9 Metamorfismo 
3.10 Deposição em espaços abertos e substituição metassomática 
 
3.10.1 Precipitação em espaços abertos 
3.10.2 Substituição metassomática 
 
4. Estabilidade dos Minerais 
 
4.1 Condições da alteração e tipos 
4.2 Alteração Deutérica 
 
 
5. Bibliografia 
 
 
Estudo da formação de minerais 
 
1.Introdução 
 
O estudo dos jazigos minerais baseia-se, fundamentalmente, na paragénese 
e na sucessão dos minerais que o constituem; como se viu, são estas duas 
características intrínsecas a considerar em primeiro lugar na caracterização 
de qualquer jazigo mineral. Impõe-se, portanto, estudar os minerais em si e 
nas respectivas associações naturais antes do estudo dos jazigos. 
 
A formação de qualquer mineral e mesmo de qualquer associação mineral é 
caracterizada pela temperatura e pressão ambiente em que se originou. 
Todavia, aqueles factores físicos podem variar entre limites latos para uma 
espécie mineral e mais latos ainda para uma dada paragénese. Outro 
aspecto essencial na formação de um mineral é a presença dos “nutrientes” 
necessários à sua formação (quais os elementos químicos presentes e quais 
as respectivas quantidades disponíveis no ambiente?). 
 
Quanto ao último aspecto, a presença de determinados elementos químicos 
depende, essencialmente, de três factores: 
 
- da origem: magmática juvenil, magmática por fusão de rochas pré-
existentes, da lixiviação de rochas, de desagregação mecânica 
- do transporte: sem transporte (autóctones) e com transporte (alóctones) 
- do mecanismo de concentração: físico, químico, mecânico ou misto 
 
A temperatura de formação dos minerais deve variar entre mais de 1200 ºC e 
poucas dezenas de graus negativos, e a pressão, provavelmente, entre 
20000 atmosferas e a pressão à superfície da Terra (Ramdohr in Freund, 
1966 p. 203). 
 
Se estas condições físicas podem ser reproduzidas de modo satisfatório no 
laboratório, está-se porém longe de reproduzir todas as associações 
paragenéticas e muito menos tirar conclusões sobre o modo como aquelas 
determinam a formação das associações naturais. Não obstante estas 
limitações, a temperatura de formação dos minerais e das respectivas 
associações pode ser inferida, frequentemente, com certa precisão por meio 
dos chamados termómetros geológicos que podem basear-se em medidas 
directas, pontos de fusão e de inversão, dissociações e exsudações, 
alteração de propriedades físicas, recristalizações e inclusões fluidas. 
 
Todas as interpretações baseadas nestes fenómenos têm de se revestir de 
enorme cuidado visto serem facilmente susceptíveis de erro. Daí o ser 
preferível, frequentemente, fazer-se simplesmente ideia da temperatura 
aproximada de formação das associações minerais pela identificação dos 
chamados minerais tipomórficos ou indicadores de temperatura e de 
texturas tipomórficas. 
 
 
Este último procedimento, embora seja mais prudente e deva ser seguido 
quando não se tenha suficiente experiência para recorrer aos termómetros 
geológicos, deve também ser seguido com cuidado, principalmente quando 
se trate de paragéneses raras. 
 
O significado termométrico dos minerais tipomórficos será tanto mais preciso 
ou convincente quanto mais numerosos forem numa dada paragénese. 
 
Não menos importante que a influência da temperatura e da pressão é 
processo de formação dos minerais. Não obstante este se processe sob a 
influência directa daquelas, um mesmo processo pode originar minerais 
dentro duma gama vasta de temperatura e pressões. 
 
Se interessa o estudo das condições de formação dos minerais, interessa 
também conhecer o respectivo domínio de estabilidade, visto este ser muito 
variável de mineral para mineral. 
 
O processo de formação e as condições de temperatura e pressão em que se 
originaram os minerais ficam, por assim dizer, impressos na respectiva 
textura e estrutura que, por isso, têm tão grande importância no estudo dos 
jazigos minerais. 
 
 
2.Termometria Geológica 
 
2.1 Medições directas 
 
Este método só é aplicável às lavas, fumarolas e nascentes quentes; dá 
indicação sobre as temperaturas máximas a que se podem ter formado os 
minerais constituintes das lavas e os originados pelas fumarolas e nascentes 
quentes e que se depositaram nas cavidades por onde os gases e as águas 
brotam à superfície da Terra ou nas proximidades imediatas. 
 
Para as lavas basálticas têm-se registado temperaturas superiores a 1300 ºC 
que diminuem, todavia, com o aumento da acidez das lavas. 
 
Os trabalhos de T. A. Jager, em Kilauea (Havai), provaram que aquelas 
temperaturas elevadas (1350 ºC) só se verificavam à superfície da lava 
líquida, através da qual se escapavam gases em combustão; cerca de um 
metro abaixo daquela superfície, a temperatura das mesmas lavas baixava 
para 850 e 750 ºC (Shand, 1943, p.68). Mesmo a estas temperaturas mais 
baixas, porém, a cristalização da lava já se pode ter iniciado como mostra o 
facto de se terem encontrado cristais, bem desenvolvidos, de augite e de 
leucite em lavas perfeitamente fluidas do Vesúvio. 
 
Minerais tais como a cromite, quando segregada em magmas básicos, 
devem cristalizar dentro do intervalo de temperaturas correspondente à 
formação das rochas básicas. 
 
Para os gases das fumarolas têm-se registado temperaturas desde cerca de 
650 ºC até 100 ºC e, por vezes menos, consoante as relações entre as 
fumarolas e as erupções vulcânicas. 
 
Assim, as indicações termométricas destas são talvez ainda menos precisas 
que as das lavas. Os minerais que se têm apontado como produtos 
sublimados das fumarolas são bastante variados e compreendem magnetite, 
pirrotite, pirite, galena, leucite, augite, etc. 
 
As águas termais apresentam à superfície temperaturas que vão até à do 
ponto de ebulição da água e, relacionadas com elas, observam-se depósitos 
de opala, gesso, cinábrio, antimonite, enxofre, etc. 
 
As observações directas de temperaturas não oferecem, portanto, grandes 
possibilidades como termómetros geológicos; todas fornecem, como se 
disse, valores que têm de ser considerados máximos e cuja correcção não é 
simples. 
 
2.2 Pontos de Fusão 
 
Este método baseia-se na determinação laboratorial dos pontos de fusão dos 
minerais; dá, portanto, valores máximos ou seja o limite superior do intervalo 
de temperaturas a que se podem ter formado os minerais. 
 
Deve atender-se a que os minerais, na natureza, se formam a partir de 
fluidos complexos, em que a presença de substâncias diversas dissolvidas e 
de outras voláteis deve acarretar um abaixamento dos pontos de fusão; a 
pressão deve exercer também uma certa influência, embora menos 
importante tanto mais que no estudo dos sistemas químicos naturais se tem 
de considerar mais intervalos de fusão do que pontos de fusão. 
 
Na prática, a utilização dos pontos de fusão também não se tem revelado de 
grande interesse, dado que os minerais têm, em regra, temperaturasde 
fusão mais elevadas que as respectivas temperaturas de formação e não 
sofreram fusão durante o processo de formação dos respectivos jazigos. 
 
2.3 Pontos de Inversão 
 
O método que se baseia nos pontos de inversão, isto é, na passagem de 
uma fase a outra, quimicamente idêntica mas cristalograficamente distinta 
(formas polimórficas) é de utilização mais generalizada porque a influência da 
pressão é bastante mais reduzida e muitas inversões verificam-se a 
temperaturas bem definidas e referenciáveis com relativa facilidade. 
 
Uma das inversões mais conhecidas e importantes é a do quartzo β 
(hexagonal, classe trapezoédrica) em quartzo α (romboédrico, classe 
trapezoédrica trigonal) que se verifica a 573 ºC. 
 
Alguns sulfuretos apresentam, semelhantemente, inversão entre duas formas 
polimórficas, que se dá a temperatura mais ou menos bem definida. No caso 
em que ao mineral de alta temperatura, sempre de simetria mais elevada, 
corresponde simetria cúbica, o exame da anisotropia pode dar indicações 
sobre a temperatura de formação. Assim, se o mineral apresenta anisotropia 
uniforme é porque se formou abaixo da temperatura de inversão e se, pelo 
contrário, apresenta anisotropia irregular é porque se formou acima daquela. 
 
2.4 Dissociações 
 
Este método baseia-se no estudo dos minerais que a dada temperatura 
libertam constituintes voláteis, como sejam os zeólitos em relação à água de 
constituição; porém, a temperatura destas dissociações é fortemente 
influenciada pela pressão. Fornece, pois, indicações sobre a temperatura 
máxima de formação dos minerais. 
 
2.5 Exsudações 
 
Baseia-se este método naqueles minerais que originam soluções sólidas que, 
a determinadas temperaturas mais baixas, deixam de ser estáveis, dando-se 
a separação dos constituintes da solução sólida com consequente formação 
de texturas de exsudação. Este método dá a temperatura inferior do intervalo 
de formação da solução sólida, isto é, o limite inferior do domínio de 
estabilidade desta; deve notar-se, todavia, que nem sempre é fácil determinar 
as texturas devidas realmente a fenómenos de exsudação e que a 
temperatura de exsudação varia com a concentração do material dissolvido. 
 
Um exemplo típico deste fenómeno é a exsudação da calcopirite na blenda 
que se dá a 550 ºC. 
 
A interpretação das texturas de exsudação baseia-se sobretudo em 
experiências laboratoriais e dada a frequência com que se observam aquelas 
a respectiva importância como termómetros geológicos aumentará 
certamente com o desenvolvimento das experiências laboratoriais. 
 
2.6 Alteração das Propriedades Físicas 
 
Alguns minerais sofrem modificações, facilmente reconhecíveis, de certas 
propriedades físicas sob a influência da temperatura. É o caso, por exemplo, 
dos halos pleocróicos da biotite que são destruídos a 480 ºC, do quartzo 
fumado e ametista que perdem a cor entre 240 e 260 ºC, o mesmo 
acontecendo com a fluorite a cerca de 175 ºC. 
 
Estas observações fornecem, portanto, indicações sobre a temperatura 
máxima de formação dos minerais. 
 
2.7 Recristalizações 
 
Este método baseia-se na propriedade que têm alguns minerais de sofrerem 
recristalizações a temperaturas particulares. Aplica-se sobretudo aos 
elementos nativos, permitindo distinguir se são de origem supergénica ou 
hipogénica. 
 
2.8 Inclusões Fluidas 
 
O fundamento deste método (no momento da sua formação cada cavidade 
encontra-se completamente preenchida por uma só fase, fluida, surgindo a 
fase gasosa durante o arrefecimento por retracção) foi estabelecido há mais 
de um século por Sorby, mostrando que a temperatura de formação dos 
cristais podia ser deduzida da concentração sofrida pelos fluidos inclusos nas 
cavidades dos cristais, supondo-se que tais fluidos teriam primitivamente 
preenchido de modo total as cavidades que os encerram. 
 
As temperaturas de formação dos cristais são determinadas aquecendo os 
cristais até que a dilatação do fluido provoque a decrepitação daqueles, daí o 
chamar-se a este método, também, decrepitação. 
 
Por vezes, tais inclusões fluidas mostram pequenos cristais de sais; o estudo 
da temperatura de formação destes cristais do fluido das inclusões, também 
tem sido utilizado para a determinação da temperatura mínima a que teriam 
sido encerradas as inclusões fluidas. 
 
Este método tem sido estudado em profundidade nos últimos anos e a 
respectiva aplicabilidade é, em princípio, muito simples pois só exige um 
microscópio equipado com platina de aquecimento. Na prática, no entanto, 
apresenta dificuldades pelo que diz respeito à introdução de uma correcção 
para o factor pressão e na distinção entre inclusões primárias e secundárias. 
 
Na verdade, tem que se ter em conta que nem todas as inclusões 
correspondem a inclusões contemporâneas da formação do mineral que as 
inclui e que, por vezes, são susceptíveis de deslocamento ao longo de 
alinhamentos estruturais dos cristais, movendo-se de vacúolo para vacúolo. 
 
Não obstante estas dificuldades, o método tem vindo a generalizar-se e a 
tornar-se preponderante no estudo térmico da formação dos jazigos minerais. 
Exige, contudo, que as observações incidam sobre amostras bem 
referenciadas quanto à geometria e história dos respectivos jazigos. 
 
2.9 Minerais Indicadores de Temperatura 
 
Além dos termómetros geológicos, baseados nos fenómenos e determinados 
pelos métodos referidos, recorre-se com muita frequência aos chamados 
minerais tipomórficos ou indicadores de temperatura que, embora constituam 
por assim dizer termómetros geológicos grosseiros, podem ser de grande 
auxílio desde que a respectiva utilização seja criteriosa. 
 
São minerais indicadores de temperatura aqueles que se formam a 
temperatura conhecida ou aqueles que ocorrem com certa constância 
associados a minerais reconhecidos como de alta, média ou baixa 
temperatura de formação. Estes últimos são chamados minerais 
termométricos auxiliares. 
 
Deve ter-se em atenção que um mineral de alta temperatura pode aparecer 
associado a minerais de baixa temperatura devido a condições anormais de 
formação e vice-versa. Assim, por exemplo, a pirrotite, mineral característico 
de alta temperatura, pode formar-se em certas circunstâncias a baixa 
temperatura. 
 
É, portanto, indispensável o maior cuidado com a atribuição de uma dada 
gama de temperaturas a uma certa associação mineral e a validade de uma 
tal atribuição depende mais da convergência de toda uma série de 
observações que simplesmente da presença de tais ou tais minerais. É 
necessário ter em conta os possíveis termómetros geológicos, os dados 
experimentais e o ambiente geológico do jazigo para que as considerações 
térmicas se reconheçam de interesse. 
 
No Quadro 1 apresentam-se os minerais tipomórficos mais comuns, 
ordenados tentativamente segundo temperaturas decrescentes de formação 
(Bateman, 1950, p.40). 
 
2.10 Isótopos Estáveis 
 
A composição (ou a distribuição da composição) isotópica de determinados 
minérios, em particular do S na pirite, é utilizada frequentemente para estimar 
ambientes de formação, sob o ponto de vista do processo ou da termometria, 
de determinados jazigos; é o caso dos jazigos da Faixa Piritosa Ibérica (FPI), 
onde já existem centenas de medições isotópicas (δ 34S - %o) efectuadas na 
pirite, calcopirite, blenda e barita. Na FPI, os resultados permitem distinguir 
jazigos autóctones, para-autóctones e alóctones, permitem diferenciar a 
contribuição magmática da contribuição biogénica dos isótopos de S e 
permitem, ainda, definir zonas distintas, isotopicamente, dentro de um 
mesmo jazigo (stockwork, minérios bandados, tecto, muro, zona intermédia) 
 
Nota: o S tem 4 isótopos estáveis sendo de particular interesse a relação 
S34/S32, donde resulta T ≈ 200 ºC fraccionação pirite/galena ≈ 4.6 % e 
blenda/galena ≈ 3 % 
A composição isotópicadas águas apresenta-se, também, como uma 
ferramenta hidrogeológica extremamente importante na resolução de 
problemas específicos relacionados com a avaliação de recursos hídricos 
(ex. recursos geotérmicos) de determinada região. Neste caso os isótopos 
mais usados são o oxigénio-18, o deutério e o trítio. As determinações 
isotópicas, quando utilizadas em paralelo com análises geoquímicas 
convencionais, fornecem informação essencial no que respeita à origem e 
“idade” dos fluidos geotérmicos, áreas de recarga, sistemas de fluxo 
subterrâneo e misturas de águas com diferentes temperaturas. 
Nas figuras anexas apresentam-se alguns resultados isotópicos dos jazigos 
de sulfuretos polimetálicos da FPI. 
 
 
3.Formação dos Minerais 
 
A formação de minerais é, sem dúvida, controlada de modo importante pelas 
condições físicas, temperatura e pressão, e por isso se começou por 
examinar os métodos que podiam fornecer elementos sobre a temperatura de 
formação daqueles e, subsidiariamente, se apontou a acção da pressão, já 
que o estudo da influência desta apresenta grandes dificuldades. Porém, a 
formação dos minerais, embora controlada por aquelas condições físicas, 
pode processar-se por modos diversos que se vão passar em revista. 
 
3.1 Cristalização dos Magmas 
 
Um magma é definido como um banho de fusão silicatado e compreende 
toda a matéria rochosa natural fluida constituída, fundamentalmente, por uma 
fase líquida com a composição de um banho de fusão silicatado. Pode, pois, 
considerar-se, essencialmente, como um líquido formado pela fusão de 
silicatos. 
 
Deste modo, a cristalização dos minerais, a partir daquele, opera-se do 
mesmo modo que a partir de uma solução aquosa; quer dizer, atingida a 
saturação do magma para um dado mineral, este começa a cristalizar desde 
que a temperatura do magma, para a pressão dada, seja inferior à 
temperatura de fusão mínima daquele mineral (Bateman, 1950, p.29; 
Tatarinov, 1955, p.34). 
 
A cristalização de minérios a partir de um magma pode dar lugar a 
concentrações originando jazigos de cromite, apatite, titano-magnetite, etc. 
 
O processo é mais complexo do que se pode deduzir deste simples 
enunciado e a ele se voltará com mais pormenor. 
 
3.2 Sublimação 
 
O desenvolvimento de calor que acompanha a actividade vulcânica causa a 
volatilização de algumas substâncias que se libertam conjuntamente com 
gases, sob a forma de vapores. Estes dão facilmente origem à deposição de 
sublimados por contacto com as paredes frias das crateras e das fendas por 
onde se libertem os gases e os vapores que originam as fumarolas. 
 
Por este processo se origina a deposição do ácido bórico, posteriormente 
transformado em bórax, na dependência de certas fumarolas e, sobretudo, os 
jazigos vulcânicos de enxofre, enxofre das solfataras. 
 
3.3 Destilação 
 
Supõe-se que seja um processo de destilação lenta de matérias orgânicas 
que está na origem do processo que conduz à formação dos jazigos de 
petróleo e de gás natural. 
 
É esta a opinião, pelo menos, de alguns especialistas de jazigos petrolíferos. 
 
 
3.4 Evaporação e Sobressaturação 
 
É este o processo responsável pela precipitação de minerais a partir da 
evaporação de salmouras (“brines”). A evaporação intensiva da água das 
salmouras conduz à sobressaturação das substâncias dissolvidas que, pelo 
facto de constituírem soluções iónicas estáveis mesmo para valores elevados 
de pH (substâncias com potencial iónico inferior a 3), só precipitam por 
evaporação intensa do dissolvente, daí a designação que geralmente lhes é 
atribuída de evaporitos. 
 
São exemplos característicos os depósitos salíferos de sais de Na, K e Mg; 
no entanto, o mesmo processo pode dar origem a outros tipos de jazigos tais 
como os de nitratos e de boratos e cobre dos desertos de Atacama, Tarapoca 
e Antofagasta, no norte do Chile, cuja origem é atribuída à evaporação de 
águas subterrâneas transportando, em solução, aquelas substâncias. 
 
3.5 Reacções de gases sobre outros gases, líquidos ou sólidos 
 
A actividade vulcânica é acompanhada de libertação de importantes 
quantidades de gases e vapores que depositam compostos sulfúreos dos 
metais básicos (Cu, Pb, Zn) e de molibdénio, magnetite, quantidades 
importantes de cloretos e fluoretos, boratos, enxofre, etc. 
 
Como não há intervenção de soluções líquidas, a formação daquelas 
substâncias têm de resultar de reacções entre os diferentes gases e vapores 
presentes (Bateman, 1950, p.29; Tatarinov, 1955, p.35). 
 
São exemplos de reacções daquele tipo, a reacção do ácido sulfídrico com o 
anidro sulfuroso, originando a deposição de enxofre nativo 
 
2 H2S + SO2 3 S +2 H2O 
 
e a reacção do cloreto férrico com o vapor de água, para dar origem à 
hematite 
 
Fe2Cl6 + 3H2O Fe2O3 + 6 HCl 
 
Como exemplo de reacções de gases sobre líquidos pode citar-se o caso 
frequente da precipitação de sulfureto de cobre, a partir das águas de mina 
sulfatadas, pelo ácido sulfídrico 
 
 H2S + Cu SO4 H2SO4 + CuS 
 
Reacções deste tipo tanto se podem verificar a alta como a baixa 
temperatura. 
 
De todas as reacções, em que intervêm gases, as mais importantes são, 
contudo, as que se verificam sobre substâncias sólidas, sobretudo no caso 
de estas serem quimicamente activas, como é o caso das rochas 
carbonatadas. 
 
Este processo dá origem, tipicamente, a silicatos cálcicos, sulfuretos e óxidos 
de diferentes metais em resultado da acção da emanações magmáticas 
sobre os minerais das rochas percoladas, particularmente importante no caso 
de estas serem calcárias. 
 
A deposição dos minerais resultantes destas últimas reacções realiza-se 
sobretudo por substituição metassomática, distinta da substituição química. 
 
 
3.6 Reacções de líquidos sobre outros líquidos ou sólidos 
 
As reacções de líquidos sobre líquidos ou sólidos estão na base da formação 
de numerosos e importantes jazigos minerais. 
 
Quer as soluções hipogénicas, de origem magmática ou outra, quer as 
soluções supergénicas, produzidas pelas águas superficiais, transportam 
quantidades importantes de substâncias minerais que se podem depositar 
em resultado da mistura de soluções de natureza diferente. 
 
Esta deposição é regida, normalmente pela Lei de Nernst, segundo a qual a 
solubilidade de um sal diminui em presença de um outro sal com um ião 
comum, mas pode também resultar simplesmente da diluição de uma solução 
concentrada pelas águas superficiais. Neste último caso são precipitados os 
metais transportados sob a forma complexa. 
 
A mistura de soluções diferentes pode também originar a precipitação de 
substâncias por redução e por oxidação. 
 
Mais importante ainda, para a formação de concentrações minerais, são as 
reacções entre soluções e substâncias sólidas que se podem dar entre as 
soluções e os minerais por elas depositados ou entre aquelas e os minerais 
das rochas através das quais percolam as soluções. Originam-se reacções 
de troca em que têm papel de relevo os fenómenos de metassomatismo. 
 
 
3.7 Precipitação por Bactérias 
 
A deposição de substâncias minerais por bactérias e outros microorganismos 
é conhecida de há muito e a fixação do ferro, sob a forma de hidróxido de 
férrico, por bactérias está bastante estudada. Contudo, são recentes os 
estudos para outros minerais que, aliás, adquirem particular interesse em 
face da possibilidade de lixiviação bacteriológica de jazigos pobres de cobre 
e de urânio. 
O papel desempenhado pelos microorganismos e outros seres orgânicos na 
fixação de metais (Routhier, 1963, p.388) pode revestir aspectos diversos, 
embora nem sempre bem elucidados: 
 
- Acção indirecta influenciando o pH do meio (sílica, ferro, manganês), 
- Assimilação de metais e restituição depois de mortos (urânio) 
- Fornecimento do enxofre indispensável paraa formação dos sulfuretos 
metálicos, quer por redução bactérica dos sulfatos, quer por cisão 
bactérica da matéria orgânica com libertação de azoto, fósforo, enxofre, 
etc. 
 
3.8 Deposição Coloidal 
 
A concentração de substâncias a partir de soluções coloidais é frequente e 
importante pois numerosos minerais e metais, que são fracamente solúveis 
na água, dão facilmente soluções coloidais como seja (Tatarinov, 1955, p.37) 
por exemplo, sílica, alumina, ferro, manganês, níquel, etc. 
 
Dos diversos sistemas coloidais ou dispersos, que se conhecem, tem 
particular importância sob o ponto de vista da formação de jazigos minerais, o 
sistema sólido-líquido, em que o sólido constitui a fase dispersa e a água a 
fase dispersante. Um tal sistema constitui um sol (suspensóide) quando a 
fase dispersante domina largamente a fase dispersa, um gel no caso 
contrário, e uma pasta ou massa quando a predominância da fase dispersa é 
tal que representa, praticamente a massa do sistema. São representativas 
deste último as argilas plásticas (Manos, 1958, p.166). 
 
Os soles podem ser de dois tipos: hidrófilos quando existe uma forte 
interacção entre as partículas da fase dispersa e as moléculas de água, e 
hidrófobos quando não existe aquela interacção. Estes últimos são menos 
estáveis e, portanto, mais facilmente precipitados; por outro lado, os 
primeiros, quando precipitados por qualquer mudança física, são em geral 
reversíveis enquanto os últimos não. 
 
Como exemplo de substância originando soles hidrófilos pode citar-se a sílica 
e de substâncias dando soles hidrófobos o hidróxido de alumínio. 
 
Evidentemente, não existem limites precisos entre aqueles tipos de sistemas 
dispersos sólido-líquido, nem entre estes tipos de soles. 
 
As partículas coloidais apresentam-se electricamente carregadas, facto que 
resulta da adsorção de iões do líquido ou da ionização directa das próprias 
partículas coloidais. Assim, as cargas dos colóides de hidróxido de alumínio e 
de hidróxido férrico são positivas, enquanto os de sílica, hidróxido ferroso, 
dióxido de manganês hidratado, colóides húmicos e soles de sulfuretos têm 
cargas negativas. 
 
Os colóides podem ser produzidos por duas vias diferentes: por 
fragmentação de partículas sólidas até dimensões coloidais (como sucede 
durante a preparação do tratamento mineralúrgico por flutuação em Neves-
Corvo) ou por aglomeração de partículas moleculares ou iões até às mesmas 
dimensões. É este último processo que parece originar a maior parte dos 
colóides naturais. 
 
A carga eléctrica das partículas coloidais influencia profundamente a 
estabilidade dos sistemas coloidais. Assim, para que se mantenham exigem 
uma certa concentração de electrólitos; porém, quando esta concentração é 
demasiada provoca a floculação dos colóides. Deve-se a este facto a acção 
floculante da água do mar para a maioria dos colóides. 
 
São processos importantes, intervenientes na deposição dos colóides 
(Rankama & Sahama, 1950, p. 233): 
 
- precipitação de colóides dissolvidos, 
- floculação de colóides por acção de electrólitos, 
- floculação de colóides por interacção de soles com cargas eléctricas 
opostas, 
- adsorção iónica e troca de bases. 
 
O primeiro processo depende do pH e do Eh do meio, enquanto os restantes 
da adsorção. Esta pode ser de dois tipos: adsorção física ou de Van der 
Waals e adsorção química. 
 
A adsorção física caracteriza-se por fracos calores de adsorção e por fraca 
ligação do adsorvido ao adsorvente; a adsorção química, pelo contrário, 
apresenta altos calores de adsorção e forte ligação química, de valência, 
entre adsorvido e adsorvente. 
 
As ligações de valência, que se verificam no segundo caso, podem resultar 
da ligação a valências livres à superfície das partículas coloidais ou da 
substituição de catiões e aniões. Este último caso tem grande importância 
nas argilas, onde os fenómenos de trocas de bases são frequentes. 
 
B. Mason (1958, p. 169) esquematiza do seguinte modo os princípios que 
dirigem os fenómenos de adsorção: 
 
- a taxa de adsorção aumenta inversamente ao tamanho das partículas 
adsorventes e, portanto, directamente, à área total destas; 
- a adsorção é favorecida quando o adsorvido forma um composto de fraca 
solubilidade com o adsorvente (é exemplo a adsorção do anião PO43- pelo 
hidróxido férrico); 
- a taxa de adsorção de uma substância de uma solução aumenta com a 
respectiva concentração nessa solução; 
- os iões mais fortemente carregados são mais facilmente adsorvidos que 
os iões fracamente carregados. 
 
É por adsorção que numerosos iões são removidos das águas naturais, entre 
estes iões de elementos biologicamente muito perigosos, como sejam de Cu, 
Se, As, Pb que são fornecidos em quantidade tal pelos processos de 
meteorização que, se não fossem eliminados por fenómenos de adsorção, 
acabariam por envenenar as águas do mar. 
 
É ainda em consequência destes fenómenos que se nota a concentração de 
iões complexos de P, As e Mo, por exemplo nos minérios sedimentares de 
ferro e de manganês. Também a transformação de montmorilonite em ilite se 
deve à adsorção, por aquela, do ião potássio. 
 
 
3.9 Metamorfismo 
 
Os processos metamórficos têm de ser considerados geradores de 
concentrações minerais porquanto os respectivos agentes 
(fundamentalmente, pressão, temperatura e água) actuam sobre os minerais, 
provocando recombinações de outros minerais estáveis sob as novas 
condições físicas. São exemplo de tais concentrações, jazigos de granadas, 
grafite, silimanite, alguns dos asbestos, etc. 
 
3.10 Deposição em espaços abertos e substituição metassomática 
 
A deposição dos minerais, qualquer que seja o processo gerador deles, pode 
resultar de precipitação em espaços abertos ou de substituição 
metassomática. Qualquer daqueles tipos de deposição é extremamente 
importante na formação dos jazigos minerais e se podem ocorrer isolados, é 
frequente a associação mútua; por exemplo, o enchimento por precipitação 
de uma cavidade pode ser acompanhado por substituição metassomática nas 
rochas que constituem as paredes daquelas cavidades. 
 
3.10.1 Precipitação em espaços abertos 
 
O enchimento de cavidades por precipitação consiste na deposição de 
minerais, nas cavidades das rochas, a partir de soluções aquosas; estas são 
em geral hidrotermais mas também podem ser frias e de origem meteórica. 
 
Qualquer tipo de cavidades nas rochas pode tornar-se sede de uma 
deposição de minérios; Bateman (1942, p.119) apresenta a seguinte 
classificação para as cavidades: 
 
- cavidades originais (contemporâneas das rochas que as contêm): 
1. poros 
2. vacúolos 
3. cavidades em rochas conglomeráticas 
4. fendas de arrefecimento ou fendas de contracção 
- cavidades subsequentes ou induzidas: 
1. fracturas com ou sem movimento 
2. cavidades provenientes de laminagem (“shearing cavities”) 
3. cavidades devidas a enrugamento e ondulações 
a. cavidades em sela (“saddle reefs”) 
b. cavidades nas zonas axiais das dobras (“pitches” e “flats”) 
c. fracturação anticlinal e sinclinal 
4. cavidades de dissolução 
5. brechas tectónicas 
6. brechas de colapso 
7. chaminés vulcânicas 
8. aberturas provocadas pela alteração das rochas 
 
Esta classificação de Bateman dá uma agrupação mais racional dos diversos 
tipos de cavidade que muitas outras e tem a vantagem de conduzir a tipos 
naturais de jazigos minerais que, evidentemente, são sobretudo morfológicos 
(Bateman, 1959, p.110): 
 
- filões 
- jazigos em zonas de corte (“shear zone deposits”) 
- “stockworks” 
- “saddle reefs” 
- “ladder veins” 
- “pitches” e “flats”; fracturas de dobramento 
- enchimentos de brechas: vulcânicas, de colapso, tectónicas 
- enchimentos de cavidades de dissolução: cavernas, canais, fendas 
- enchimento de poros 
- enchimentos vesiculares 
 
No processode formação de jazigos por enchimento de cavidades têm de se 
distinguir duas séries de fenómenos distintos: a formação das cavidades e a 
subsequente deposição nelas dos minerais. Os dois fenómenos tanto se 
podem dar quase simultaneamente como muito espaçados no tempo. 
 
Nestes jazigos, os minerais começam por depositar-se nas paredes das 
cavidades e desenvolvem-se no sentido do interior das mesmas, quer dizer 
para o espaço ainda livre, tendendo deste modo a formar crustas de 
revestimento das paredes das cavidades, crustas estas que podem chegar a 
preencher totalmente a cavidade ou deixarem ainda espaços abertos na zona 
central, os chamados geodes. 
 
Quando estas crustas de revestimento são constituídas por minerais 
diferentes conduzem ao tipo de textura de crustificação. Quando o 
enchimento é realizado por uma só espécie mineral, não se nota, em geral, 
uma textura crustificada mas sim maciça. 
 
Deve ter-se em conta que nos jazigos formados a baixa temperatura e até 
mesmo a temperatura moderada, ao lado de deposições a partir de soluções 
verdadeiras ou electrolíticas, podem ter-se deposições a partir de dispersões 
coloidais que podem mesmo suplantar em importância aquelas. 
 
 
3.10.2 Substituição metassomática 
 
A evolução de um magma e dos produtos que dele se separam bem como 
das soluções supergénicas não se faz em sistema fechado; todos aqueles 
produtos, gasosos ou líquidos, reagem, em maior ou menor escala, com o 
material das cavidades ou fendas que os encerram ou por onde circulam, 
originando-se trocas entre aqueles e o material das rochas encaixantes que 
sofrem modificações mineralógicas e químicas bem como aqueles mesmos 
produtos. 
 
Esta troca de substâncias dá-se, pois, por substituição e o processo 
denomina-se substituição metassomática ou, simplesmente, metassomatose. 
 
A substituição da matéria orgânica por sílica nas madeiras é um exemplo de 
substituição metassomática que tem o nome particular de petrificação. Outros 
exemplos bem conhecidos são dados pelas pseudomorfoses, isto é, a 
substituição de uma espécie mineral por outra que conserva a forma e o 
tamanho da primeira; São casos correntes a pseudomorfose de calcite em 
quartzo, de pirite em limonite e hematite, de galena em quartzo, etc. 
 
Todos estes casos são, todavia, limitados; a metassomatose pode, para além 
destes, originar grandes massas de minérios por substituição de outras de 
igual volume de rochas e, então os fenómenos são bastante complexos. 
 
A metassomatose opera-se em sistema aberto, quer dizer as soluções que 
transportam as substâncias substituidoras depositam estas e, 
concomitantemente, dissolvem as substâncias substituídas e transportam-
nas para outras zonas. 
 
Os fenómenos de metassomatose são característicos de fluidos deslocando-
se ao longo de fendas muito estreitas, frequentemente sub-capilares, donde 
resulta que a superfície de contacto ou superfície de reacção seja muito 
grande em relação ao volume de fluido reagente, facto que causa uma quase 
instantânea modificação deste e a deposição dos minerais substituidores nos 
mesmos locais ocupados pelos minerais dissolvidos. 
 
Em regra os minerais de formação metassomática têm manifesta tendência 
para o idiomorfismo; é o caso dos cubos de pirite nos xistos argilosos. 
Todavia, o pseudomorfismo resulta também de processos metassomáticos e, 
assim, quando o pseudomorfismo se observa em grande, as texturas e 
estruturas mais delicadas das substâncias substituídas são conservadas 
pelas substâncias metassomáticas. 
 
Pareceria à primeira vista que a substituição metassomática poderia ser 
traduzida pelas reacções químicas normais, isto é, que a substituição se 
daria molécula a molécula. Contudo, se fosse este caso, quando um mineral 
mais denso substitui um mineral mais denso teria de ocupar um menor 
volume e dever-se-iam observar texturas de esmagamento devidas à 
colmatação dos vazios em consequência das pressões a que estão 
submetidas as rochas, mais que não seja a pressão causada pelo próprio 
peso das rochas. Ora não se observam tais factos. 
 
A substituição metassomática dá-se entre volumes iguais, o que constitui a 
chamada lei dos volumes iguais e para que ela se dê é necessário que a 
substância substituidora e a substituída possuam um ião comum. As simples 
reacções químicas não indicam mais do que as tendências e os produtos 
finais de tais substituições. 
 
A substituição metassomática é dirigida pela fracturação; assim, nota-se que 
se dá a partir das fendas principais e, depois, das fendas capilares e sub-
capilares. Ao microscópio, em superfície polida, observa-se que a 
substituição metassomática, dirigida pela fracturação, clivagem e contornos 
dos grãos minerais, se espande como uma mancha de gordura. 
 
Os critérios para determinar a existência de substituições metassomáticas 
não são simples de estabelecer e sempre de delicada observação. Lindgreen 
(1933, p.184) esquematiza-os do seguinte modo: 
 
1. forma mais ou menos irregular das massas minerais; limites 
esbatendo-se gradualmente (não é critério sempre decisivo); 
2. presença de massas residuais da rocha substituída no seio da 
nova rocha; algumas vezes nota-se que a estratificação ou 
xistosidade daquelas massas residuais é concordante com a das 
rochas encaixantes; 
3. ausência de crustificação; uma certa “estratificação” pode ser 
verificada em algumas zonas devida à conservação de planos de 
estratificação, xistosidade ou de laminagem (“shearing”); 
4. ausência de contactos côncavos, a substituição conduz à formação 
de configurações convexas em relação à rocha não substituída; 
5. conservação de texturas da rocha original (este é o critério mais 
decisivo). 
 
A comissão especial encarregada do estudo das para géneses pelo National 
Research Council dos Estados Unidos da América (Bastin et al., 1931, p.588) 
conclui das seguintes regras para a metassomatose: 
 
1. os sulfuretos substituem todos os outros minerais das rochas, das 
gangas e todos os sulfuretos; 
2. os minerais das gangas substituem os minerais das rochas e 
outros minerais das gangas mas não substituem em regra os 
sulfuretos; 
3. os óxidos formados a alta temperatura (magnetite, cassiterite, etc.) 
substituem todos os minerais das rochas e das gangas mas são 
raramente substituídos pelos minerais das gangas; 
4. os óxidos raramente substituem sulfuretos; 
5. os sulfuretos podem substituir as rochas e as gangas em todas as 
direcções mas a substituição é geralmente dirigida por fracturas e 
fendas e mais raramente por clivagens; 
6. os minerais metassomáticos das gangas, por exemplo, quartzo, 
turmalina, barita, fluorite, alunite e carbonatos de ferro e magnésio 
podem desenvolver-se em cristais idiomórficos nos minerais das 
rochas; a tendência para o idiomorfismo é muito mais é muito mais 
acusada nas rochas calcárias do que nas rochas silicatadas; 
7. certos sulfuretos podem desenvolver-se em cristais idiomórficos, 
como a pirite, os arsenietos, a enargite e a jamesonite, outros 
sulfuretos só raramente o fazem; 
8. os óxidos formados a alta temperatura desenvolvem-se muitas 
vezes em cristais idiomórficos; 
9. os minerais que se apresentam idiomórficos nas secções de 
minerais metassomáticos podem ser devidos: 
a) a cristais residuais, por exemplo, fenocristais de quartzo e 
feldspato nos pórfiros, a cristais de pirite e de magnetite nas 
rochas cristalofílicas; 
b) a produtos de enchimento local, muitas vezes envolvidos por 
produtos de enchimento ulterior; 
c) a cristais de metassomatose; 
10. a presença de minerais com faces arredondadas nos minérios não 
indica necessariamente substituição metassomática pois 
encontram-se faces semelhantes em fenocristais e em cristais 
depositados em espaços abertos; 
11. uma substituição metassomática inicial não é necessariamenteseguida por outras substituições metassomáticas; noutros casos 
diferentes metassomatoses podem suceder-se no tempo e uma 
dada metassomatose pode operar-se quer sobre minerais 
metassomáticos, formados anteriormente, quer sobre minerais das 
rochas. 
 
Deve ter-se em atenção que o termo “sulfuretos” é aqui sempre empregado 
num sentido lato, englobando, além dos sulfuretos, os arsenietos, teluretos, 
selenietos e sulfossais. 
 
Quando não existem apreciáveis espaços livres (abertos) que os minerais 
possam preencher, a deposição pode ainda dar-se por substituição 
metassomática, daí a grande importância que este processo tem na formação 
de concentrações de minerais. Aquela substituição pode ser definida como a 
dissolução de um mineral ou grupo de minerais e a simultânea deposição de 
um mineral ou grupo de minerais no lugar daqueles. 
 
Esta dissolução e deposição efectua-se correntemente sem intervenção de 
espaços abertos de dimensões apreciáveis e a substituição, que resulta, não 
envolve mudança de volume. 
 
 
4. Estabilidade dos Minerais 
 
4.1 Condições de Alteração e Tipos 
 
Qualquer mineral traduz, mais ou menos vincadamente, as condições físicas 
do meio em que se originou e corresponde, em geral, a um estado de 
equilíbrio em relação àquelas condições. 
 
É por este motivo que os minerais formados a elevadas temperatura e 
pressão, quando transportados para a superfície da Terra, se alteram em 
regra, mais ou menos facilmente, dando origem a outros minerais, 
representando um novo estado de equilíbrio em relação às novas condições 
físicas do meio. 
 
Do mesmo modo, os minerais formados à superfície da Terra, geralmente 
oxidados e hidratados, quando transportados para as zonas profundas da 
crusta terrestre, transformam-se de modo a originarem outros minerais que 
correspondem a um estado de equilíbrio em relação às novas condições 
físicas do meio. 
 
Há contudo, alguns minerais que se revelam pouco sensíveis às condições 
físicas do meio, como seja por exemplo a cassiterite, e outros que se podem 
formar sob condições bastante variáveis, tais como a pirite e o quartzo. Estes 
últimos são designados como minerais persistentes. 
 
As modificações mais espectaculares, devidas a instabilidade, ocorrem 
durante os processos de meteorização em que, sob a acção da água e do ar, 
a grande maioria dos minerais hipogénicos se transformam em metais 
nativos, óxidos, carbonatos, sulfatos, cloretos, silicatos, etc. São os óxidos 
aqueles que se mostram mais resistentes e os sulfuretos os mais sensíveis 
aos processos de decomposição meteórica. 
 
Numerosos minerais sofrem transformações, sob a influência do meio, de 
ordem molecular que, como se viu, são utilizadas como termómetros 
geológicos. 
 
O conhecimento do campo de estabilidade dos minerais oferece, como é 
evidente, informação muito útil sobre os problemas de meteorização, de 
alteração deutérica, de metamorfismo e sobre a temperatura de formação 
dos jazigos minerais. 
 
4.2 Alteração Deutérica 
 
O reconhecimento da alteração deutérica é feito através da cor, textura, 
formas mineralógicas e da composição química. 
 
As causas relacionam-se com a presença de fluidos ascendentes (alteração 
hipogénica) ou fluidos descendentes (alteração supergénica) 
 
O reconhecimento da alteração deutérica é muito importante devido às 
mineralizações frequentemente associadas. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Tipos de Alteração Deutérica 
 
 
 
 
Argilização intensa – caracterizada pela caulinite, pirofilite e quartzo 
 
Sericitização- caracterizada pela sericite (moscovite de grão fino) e quartzo, 
resultante da alteração de rochas ricas em alumínio, ex. granito 
 
Argilização média – caracterizada pelos minerais do grupo da 
montmorilonite, resultante basicamente da alteração da plagioclase 
 
Propilitização – alteração complexa caracterizada pela existência de clorite, 
epídoto, albite e carbonatos 
 
Cloritização – caracterizada pela clorite e quartzo ou turmalina, sendo a 
relação Fe/Mg variável com a distância ao jazigo 
 
Carbonatação – caracterizada pela dolomite, que pela porosidade que cria 
desempenha papel importante na passagem de soluções hidrotermais ricas 
em elementos minerais 
 
Silicificação – caracterizada pelo aumento da percentagem de quartzo na 
rocha alterada 
 
Feldspatização (albitização) – caracterizada pelo desenvolvimento de 
ortoclase ou microclina (feldspatos potássicos) ou albite (feldspato sódico) 
 
Turmalinização – caracterizada pelo desenvolvimento da turmalina 
 
Piritização - caracterizada pelo desenvolvimento da pirite 
 
Greisenização – desenvolvimento do quartzo e mica, muito característica 
das paredes dos jazigos de Sn, W e Be 
 
Fenitização – caracterizada pelo desenvolvimento de anfíbolas sódicas nos 
jazigos associados aos carbonatitos 
 
Serpentinização – caracterizada pela existência de serpentina e talco 
 
Zeolitização– acompanha o cobre nativo nos basaltos 
 
 
 
 
6.Bibliografia 
 
Os documentos referidos ao longo do texto encontram-se disponíveis na 
Biblioteca Prof. Décio Thadeu (Secção de Geologia do Departamento de 
Minas do IST). Citam-se aqui apenas os autores e a data da publicação. 
 
Bateman, 1942 
Bateman, 1950 
Bateman, Alan M.,1959, The Formation of Mineral Deposits, Economic 
Mineral Deposits, Ed.John Wiley & Sons Inc.,2ª edição,371 pp. 
Lindgreen,1933 
Manos, 1958 
Mason,1958 
Freund, Hugo,1966. Applied Ore Microscopy, Theory and Technique. The 
Macmilliam Company, New York. 607 pp. 
Rankama & Sahama, 1950 
Routhier, 196 
Shand, 1943 
Tatarinov, 1955 
 
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	Estudo da formação de minerais
	Tipos de Alteração Deutérica