Depositos de ouro orogênicos e epitermais

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DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA – SCT/UFPR 
GEOLOGIA ECONÔMICA / PROSPECÇÃO GERAL E PESQUISA MINERAL 
2007 
Profa. Dra. Maria José Mesquita 
DEPÓSITOS DE OURO OROGÊNICO E EPITERMAIS 
 
1. DEPÓSITOS DE OURO OROGÊNICO 
Depósitos de Ouro mesotermal estão associado com terrenos de 
metamorfismo regional de todas as idades (fig.1). O minério se formou por processos 
deformacionais, compressionais a extensionais, em limite de placas de terrenos de 
acresção ou colisão. Nos dois tipos de terrenos, sedimentos marinhos hidratados e 
rochas vulcânicas foram introduzidas em margem continental durante 10 ou 100 
milhões de anos de colisão. Eventos termais relacionados à subducção, podem 
aumentar episodicamente o gradiente geotérmico dentro das seqüências de acresção 
hidratadas, iniciar e controlar a migração de fluidos hidrotermais por longas 
distâncias. Os veios de quartzo auríferos resultantes são alojados em um intervalo 
único para depósitos hidrotermais, com deposição de ouro desde 15-20Km a 
ambientes próximos da superfície. 
Com base no amplo intervalo de profundidade de formação, o termo mesotermal 
não é bem aplicado a este tipo de depósito como um todo. A única associação 
espacial e temporal deste tipo de depósito é a orogenia e por isso o sistema de veios 
é melhor designados de “depósitos de ouro orogênico” conforme descrito pela 
primeira vez por Groves et al. (1998). Muitos depósitos são pós-orogênicos em 
relação ao tectonismo das rochas encaixantes, mas são simultaneamente sin-
orogênicos em relação aos processos termais relacionados à subducção em 
profundidade crustal. Por isso, o prefixo orogênico satisfaz ambas as condições. Com 
base na profundidade de formação, os depósitos orogênicos são melhor subdivididos 
nas classes: Com base na profundidade de formação, os depósitos podem ser 
subdivididos nas classes (Groves et al. 2003) e figura 2: 
• epizonal (< 6Km), 
• mesozonal (6 - 12Km) 
• hipozonal (>12Km). 
O sufixo zonal pode ser sinônimo de termal, contudo a classificação de Lindgren 
(1933) não corresponde a profundidades aceitas hoje em dia. 
 Em termos de nomenclatura, o nome ouro orogênico refere-se à associação 
temporal e espacial dos depósitos com deformação e orogenia. 
Sinônimos deste depósito são: 
• Depósitos de ouro mesotermais 
• Depósitos de ouro tipo lode 
• Tipo mother lode 
• Depósitos de ouro 
Nomes usados em terrenos específicos são: 
• Depósitos de ouro Arqueanos 
• Depósitos em greenstone belts 
 
 
2 
 
 
Figura 1 - Ambientes tectônicos de depósitos de ouro epigenéticos. Depósitos de veios 
epitermais e Cu-Au pórfiros /escarnitos formam em profundidades rasas (<5Km) em arcos 
continentais ou de ilhas e regimes compressionais a extensionais. Os veios epitermais e os 
depósitos sedimentares tipo Carlim, também são alojados em nível crustal raso de regiões de 
back-arc (afinamento crustal) extensionais. Em contraste, os ditos depósitos de Au 
mesotermais” (chamados orogênicos neste artigo) são alojados durante regimes 
compressionais a transpressionais da crosta superior, em cinturões acrescionários a 
adjacentes a arcos magmáticos continentais. 
 
 
Figura 2 - Ambiente crustal de depósitos de ouro hidrotermais em termos de profundidade de 
formação e ambiente estrutural dentro da margem de placa convergente (Groves et al. 1998). 
Indicacação dos depósitos epizonais, mesozonais e hipozonais. 
 
Os depósitos de ouro orogênicos se distinguem da maioria dos demais 
depósitos de ouro, como tipo - pórfiro, tipo epitermal, tipo sulfeto maciço 
vulcanogênico (VMS), por pelo menos uma das premissas citadas a seguir: 
 
3 
(a) Ausência de concetrações anômalas de Cu, Pb, Zn e ausência de concetrações 
de Mo ou Bi; 
(b) Alta razão Au:Ag, normalmente >1, mas raramente <0,1; 
(c) abundância de alteração hidrotermal carbonática no depósito em ambientes 
metamórficos de fácies xistos verdes; 
(d) Inclusões fluidas com baixa salinidade e composição H2O-CO2-CH4, com XCO2 
>10 mol% e δ18O do fluido entre 5-12 ‰; 
(e) feições estruturais tardias em relação ao pico metamórfico. 
 
1.1 DISTRIBUIÇÃO GLOBAL E AMBIENTE TECTÔNICO 
 
 Os depósitos de ouro orogênico são distribuídos globalmente e ocorrem minas 
em todos os continentes, exceto Antártica. Aproximadamente 70 províncias 
significativas são conhecidas e os cinturões do Arqueano, Paleoproterozoico, 
Paleozóico e Mesozóico contém a maioria dos depósitos. 
Com base em uma esplêndida reconstituição do Rodínia a 1000Ma (figura 3), 
observa-se a localização das principais províncias de ouro na época. O autor 
individualiza blocos cratônicos Arqueanos e Paleoproterozóicos envoltos por faixas 
móveis da época, os cinturões orogênicos Mezoproterozóicos. O retrabalhamento dos 
cinturões colisionais do Rodínia durante o último 1 Ga expôs rochas, de alto grau 
metamórfico, do embasamento que estão em baixo de zonas favoráveis para 
formação de ouro. É claro, que estas zonas podem ter sido erodidas. 
 
 
 
 
Figura 3 - Reconstituição do Rodínia a 1000M conforme Unrung (1996). `Províncias 
auríferas conforme Goldfarb et al. (2001). 
 
 
 
Antártica 
Leste Laurentia 
Sibéria China 
norte 
Báltica 
Amazonia Africa 
oeste 
Rio de La Plata 
Congo 
Tapajos - Parima 
São Francisco 
Índia 
 
4 
 
 
Já na reconstituição do Paleozóico, é possível observar que a distribuição das 
maiores províncias de ouro estão bastante alinhadas com os cinturões orogênicos, na 
borda dos crátons (em cinza). Reconstituição global em 356 M.a. 
Por causa do forte controle tectônico, os depósitos de ouro orogênicos tendem 
a formar províncias alongadas, ao longo do comprimento dos cinturões orogênicos, 
onde se formam. Isso é bem observado na distribuição dos depósitos Mesozóicos e 
Paleozóicos ao longo dos cinturões orogênicos desta idade Figuras 4 e 5, 
extensamente discutido em Goldfarb et al (1998). 
 
 
 
 
 
Figura 4 - Reconstituição global na era paleozóica (Goldfarb et al. 2001). 
 
 Distribuições similares existem em cinturões mais antigos, mas são menos 
claras, pois os cinturões orogênicos antigos foram fragmentados e subsequentemente 
reconstruídos, como parte do ciclo dos supercontinentes (Fig. 3). Uma reconstrução 
tectônica detalhada deve ser feita nestes terrenos Pré-cambrianos, para determinar a 
continuidade prévia das províncias orogenéticas auríferas. Estas reconstruções tem 
significados importantíssimos para a exploração mineral, pois podem definir regiões 
prospectivas da Terra, que uma vez formaram partes adjacentes do mesmo cinturão 
orogenético. 
 
5 
 
 
Figura 5 - Distribuição das províncias de ouro orogênico nos cinturões orogênicos do 
Paleozóicos e Mesozóicos do Circum-Pacífico (Goldfarb et al. 1998). 
 
1.2 FLUXO DE FLUIDOS EM DEPÓSITOS DE OURO OROGÊNICO 
O que é possível interpretar sobre os padrões de grande escala de fluxo de 
fluidos a partir das características do depósito (Fig. 6): 
a) O fluxo de fluidos ocorre em distâncias verticais significativas. A continuidade 
em profundidade do depósito (aproximadamente 3Km) é tomada como 
distância vertical mínima de fluxo. Muitas minas não apresentam uma raiz 
geológica bem definida, e a profundidade de mineração é restrita, o que pode 
influenciar diminuição gradual de teor com a profundidade. O modelo proposto 
por Groves (1993) é de que cada corpo de minério (orebody) deve ser contínuo 
por 10 a 15Km ao longo do plunge. 
b) O fluxo de fluido é dominantemente ascendente. O forte ângulo de mergulho 
dos corpos de minério indicam um movimento de fluido sub-vertical. A 
distribuição dos veios de quartzo e silicificação no depósito são as evidências 
mais fortes do movimento vertical ascendente. Este tipo de fluxo é indicativo 
do papel fundamental da pressão de fluidos nestes sistemas, com jádescrito 
por Sibson no seu modelo “fault-valve behavior” (Mesquita, 1995 texto no 
xerox). 
c) Fluxo de fluido em canais simples. O modelo de fluxo simples é mais 
condizente com os corpos de minério com morfologia tabular a pipe, e 
ausência de zonas de alteração hidrotermal lateralmente adjacentes aos 
corpos. 
d) Fluxo de fluido fortemente canalizado. É evidenciado pelas zonas de alteração 
hidrotermais bem marcadas ao redor dos veios de quartzo mineralizados, 
pelos espaços vazios preenchidos por sistemas de vênulas na rocha 
encaixante, como jogs dilatacionais, e evidências de cisalhamento simples 
controlando as zonas de falha reversa, responsáveis pelo bombeamento do 
fluido e canalização deste. 
 
6 
 
Figura 6 - Modelo de canalização do fluido, interação fluido-rocha e precipitação do ouro. 
 
1.3 MODELO ATUAL DE FORMAÇÃO DOS DEPÓSITOS DE OURO OROGÊNICO 
 Se pegarmos o modelo atual de subducção da placa Ruan de Fuca sobre a 
placa norte-americana, os dados termais crustais de alta condutividade elétrica 
indicam camadas com porosidade alta, ricas em fluidos (figura 7). Estes dados podem 
indicar uma devolatização da placa Juan de Fuca e grande circulação deste fluidos na 
região. Usando medidas de fluxo de calor, é possível visualizar gradientes termais 
muito altos se estendendo por 20Km oeste do arco magmático Cascade. Isso pode 
indicar a geração de um reservatório de fluidos em profundidade. Nos dois casos, os 
fluidos poderão ser canalizados por zonas de cisalhamento, gerar sistemas 
hidrotermais gigantescos e formar depósitos de ouro orogênicos modernos. Estes 
vão estar expostos na superfície daqui a dezenas de milhões de anos (Groves et al. 
2003). E poderão vir a formar os futuros depósitos de ouro orogênico! 
 
Figura 7 – Modelo hipotético e visionário da subducção da Placa Juan de Fuca e Norte-
americana, geração de fluidos e formação futura de depósitos de ouro orogênico, indicado 
pelos símbolos de mina (cf. Groves et al. 1998). 
 
7 
1.4 RESUMOS DAS FEIÇÕES CARACTERÍSTICAS DOS DEPÓSITOS 
 
A tabela 1 resume as características principais dos depósitos de ouro orogênicos 
e a figura 8 apresenta o modelo de formação destes depósitos e os critérios que 
podem ser utilizados na prospecção mineral. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
8 
 
 
 
 
Figura 8 – O modelo de formação dos corpos de minério auríferos nos depósitos 
orogênicos e os critérios que podem ser utilizados para a prospecção mineral. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
9 
2. DEPÓSITOS EPITERMAIS 
 
2.1 ABSTRACT 
Abstract apresentado no 1º Simpósio de Metalogenia, Gramado, 2005. 
Depósitos de Au e Ag-Au em veios epitermais: 
estilos antigos, novos alvos 
Jeffrey W. Hedenquist 
Colorado Schools of Mines, Golden, Colorado, 80401, USA, jhedenquist@mines.edu 
Tradução: Cristiane Rubini 
 
Depósitos epitermais têm sido explorados no mundo desde os tempos pré-
romanos, tanto para ouro quanto prata. Eles formam-se a menos de 1 km da 
superfície, principalmente em cinturões vulcânicos, possuindo uma variedade de 
formas, dependendo da permeabilidade primária das rochas encaixantes e da 
secundária estrutural. A bonanza de veios de ouro é bem conhecida, particularmente 
em riftes vulcânicos nas Américas, e os enormes sistemas de veios no México estão 
entre os maiores produtores de prata do mundo; veios polimetálicos, ricos em zinco e 
chumbo, também contém prata e outras substâncias valiosas como irídio. Durante os 
anos 90, depósitos de ouro de baixo grau, nos quais minérios sulfetados foram 
oxidados, foram os alvos de muitos grupos de exploração de ouro. Entretanto, o curto 
tempo entre a descoberta e a exploração, e o baixo impacto de uma mina 
subterrânea de alto grau, levaram a uma nova apreciação dos benefícios potenciais 
dos depósitos em veios epitermais. 
A bonanza de veios de ouro, com 10-50 g/ton de Au e <10g/ton de Ag-Au, teor 
muito baixo de metais-base e de As (<100 ppm), são agora reconhecidos como 
formados em condições extensionais caracterizadas por rifteamento, com pequenas 
acumulações sedimentares, incluindo depósitos lacustrinos. Vulcanismo silicático é 
comumente acompanhado por evidência de magmatismo basáltico. Os intervalos com 
minério ocorrem entre 100 e 300m na vertical, na média <200 m; o minério está 
hospedado em veios de quartzo com texturas bandada e coloforme que indicam 
deposição como gel de sílica amorfa, refletindo extremo desequilíbrio. O topo da zona 
de minério, tipicamente achatada, pode estar localizada ~10 a 250 m abaixo da 
paleosuperfície; ouro decresce abruptamente de 10 ppm para décimos de ppm acima 
de 10 m em direção à superfície. Os halos de alteração são estreitos, <10 m, e 
caracterizados por argilo-minerais, desde esmectita até ilita, com o aumento da 
profundidade. Tais veios são comumente capeados por uma capa de alteração de 
caolinita-alunita friável, onde há pouca erosão, formada pelo vapor condensado da 
zona vadosa. Os estreitos veios e os halos de alteração, adicionados à falta de 
sulfetos (<1%), significam que as técnicas geofísicas não são efetivas para localizar 
os veios que não afloram. O mapeamento dos litotipos, da alteração e das estruturas 
são os métodos de exploração mais eficazes, combinados com geoquímica 
convencional. 
Em contraste aos veios epitermais ricos em ouro, os veios com prata e/ou 
variedades ricas em metais (Ag/Au) formam-se em arcos vulcânicos e comumente 
mostram evidências de ser uma intrusão centrada. As estruturas dos veios podem ter 
halos de alteração argílica avançada próximo à intrusão geradora, incluindo pirofilita, 
dickita, zunita, topázio etc., e são zonados externamente à muscovita. Os veios são 
constituídos por quartzo grosso laminado e carbonatos de Mn, com sulfetos acima de 
10%, incluindo sulfossais de prata e minerais relacionados. Tais veios podem ocorrer 
em distritos com mais de 100 km2 de área e com vários km de veios (10 -100 km). O 
topo das zonas com minério está tipicamente 100 m abaixo da paleosuperfície, com 
 
10 
intervalos verticais de 300 a 800 m; os topos das zonas de minério podem ter uma 
elevação variável no distrito. Apesar da sua natureza rica em prata, os veios podem 
ser amplos e podem constituir depósitos de ouro multimilionários, adicionalmente ao 
seu conteúdo de prata. Estes veios podem ser capeados por caolinita-alunita, bem 
como por capas de argila, desafiando os exploradores a localizar veios cegos. A 
reconstrução do paleorelevo a partir do mapeamento geológico e a identificação das 
zonas de alteração e dos trends estruturais podem fornecer as primeiras pistas para a 
avaliação dos veios. 
 
2.2 CARACTERÍSTICAS GERAIS 
 
 O ambiente de formação dos depósitos epitermais é dominado pelos 
processos de alteração hidrotermal argílica, como descrito para a zona de 
alteração superficial associada aos depósitos de Cobre-pórfiro. Ocorrem a 
profundidades de até 2Km entre 100 – 200ºC. A alteração argílica pode ser 
dividida em: argílica intermediária e argílica avançada. Argílica intermediária é 
caracterizada por fluidos levemente neutros, gerando o par ilita (sericita) – 
adularia. A alteração argílica avançada se caracteriza por intenso ataque ácido e 
lixiviação completa dos cátions alcalinos e destruição de máficos e feldspatos. 
Minerais como o par caulinita – alunita, e os sulfetos enargita, digenita, covelita 
são característicos de ambiente ácido. Outros minerais presentes são: dickita, 
diásporo, (barita, sericita, qzo, turmalina, topázio). 
 A alteração argílica intermediária é o ambiente principal dos depósitos 
epitermais de baixa sulefetação e a alteração argílica avançada é o ambiente 
característico dos depósitos epitermais de alta sulfetação. 
O termo epitermal refere-se à classede depósitos hidrotermais, relacionados a 
fluidos magmáticos. São formados a temperaturas menores que 300°C e 
profundidades de até 2Km . Os depósitos epitermais são divididos em: 
• alta sulfetação (HS de high sulphidation), 
• sulfetação intermediária (IS) 
• baixa sulfetação (LS, low sulphidation) 
 
Os depósitos de alta sulfetação são formados por fluidos oxidados e ácidos, 
em ambiente de alteração argílica avançada. Normalmente se forma acima do 
conduto vulcânico. 
Os depósitos de baixa sulfetação, cuja relação com o magmatismo não é bem 
clara, são formados por um fluido redutor, com pH aproximadamente neutro. 
Geralmente os depósitos de baixa sulfetação formam-se distantes da suposta fonte 
magmática, a temperaturas de 200° e 300°C, geradas por alteração argílica 
intermediária. 
Os depósitos de sulfetação intermediária ocorrem geralmente associados aos 
depósitos de alta sulfetação. A tabela 2 reúne as principais características dos tipos 
alta e baixa sulfetação. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
11 
Tabela 2 - Características de campo para diferenciar depósitos do tipo epitermais. 
 
 Alta Sulfetação (HS) Baixa Sulfetação (LS) 
Ambiente de 
formação 
Oxidante e pH ácido Redutor e ~ neutro 
R. vulcânicas 
associadas 
Andesitos - riodacitos Riodacito – riolito (nem sempre 
vinculado) 
Zonas de alteração 
hidrotermal 
Extensiva e proeminente 
(muitos Km2) 
Restrita e menos marcante 
Minerais-chaves de 
alteração 
Caulinita-alunita, cristalina, 
pirofilita (níveis + profundos) 
Sericita (ilita)- adulária, V-
mica (alcalinas), clorita 
Tipo de estrutura Vuggy quartz (pH ácido) Veios de carbonato laminado 
(pH neutro) 
Ganga de quartzo Grão fino, maciço; cavidades 
c/ ouro. Se formam por 
substituição 
Calcedônia ou qz crustiforme, 
colomorfo, preenchimento de 
espaços abertos 
Ganga de carbonato Ausente (ambiente ácido) Comumente de manganês 
Outros minerais de 
ganga 
Barita (associada ao minério) 
S nativo preenche cavidades 
Barita e fluorita localmente, 
barita acima do minério 
Abundância de 
sulfetos 
10-90% do vol., pirita de grão 
muito fino laminada 
1-20%, < 5%, pirita 
predominante 
Principais sulfeto Sulfossais de Cu (enargita-
luzonita); sulfetos de Cu 
(calcocita, covelita, bornita) 
Esfalerita, galena, tetrahedrita. 
Cu só calcopirita. 
Metais presentes Cu, Au, As (Ag, Pb) Au e/ou Ag (Zn, Pb, Cu) 
Metais presentes 
localmente 
Bi, Sb, Mo, Zn, Te (Hg) Mo, Sb, As (Te, Se, Hg) 
 
Existe estreita associação entre os depósitos de Cu e Au denominados de alta 
sulfetação e os depósitos do tipo Cu-pórfiro, sugerindo relação genética. Nos 
depósitos de baixa sulfetação não existem concentrações econômicas de cobre. 
 
2.3 AMBIENTE GEOTECTÔNICO DOS DEPÓSITOS EPITERMAIS 
Com base no estudo de 43 depósitos epitermais do Circum-Pacífico, é possível 
caracterizar (Sillitoe, 1989): 
 
Os depósitos epitermal tipo alta sulfetação (HS) e sulfetação intermediária (IS) 
ocorrem em ambientes de regime geotectônico neutro a fracamente extensional, em 
arcos predominantemente vulcânicos do tipo andesitos-dacitos pertencentes à série 
magmática calcio-alcalina. Estes podem ser divididos em: 
• 22 domos vulcânicos 
• 12 ventas centrais de vulcões (incluindo IS) 
• 3 Calderas 
• 3 Diatremas 
Os depósitos epitermal tipo baixa sulfetação ocorrem em ambiente extensional, 
como back-arc, rifts pós-colisionais (não estão associados aos pórfiros). O 
magmatismo principal é bimodal (domos riolíticos-diques de basaltos). 
 
 
12 
2.4 DEPÓSITOS EPITERMAIS DE ALTA SULFETAÇÃO 
 
A filiação magmática dos depósitos epitermais de alta sulfetação foi aceita 
recentemente (Sillitoe, 1989, observar figura 9). O grande problema é conseguir 
distinguir a alteração argílica avançada em ambiente hipogênico, associada a 
depósitos de alta sulfetação da alteração argílica gerada acima do paleo–lençol 
freático em ambos depósitos de alta e baixa sulfetação. 
As relações entre depósitos pórfiros e de alta sulfetação ocorrem em mais de 
50 localidades nos depósitos Circum-Pacífico e Cinturões Himalaia-Alpes. No Distrito 
de Mankayan, Filipinas há uma diferença temporal de 0,3 M.a. entre o alojamento do 
depósito pórfiro de Cu-Au e o depósito de alta sulfetação Lepanto enargita-Au. 
Dois estilos de depósitos podem ser distinguidos: 
a) Depósitos de substituição, corpos maciços a semi-maciços ou veios tabulares. 
Os corpos são a base de pirita e enriquecidos em enargita e outros sulfossais de 
cobre, além de Au e Ag (O primeiro estágio do Depósito El Índio no Chile, Bor na 
Yoguslávia, Chelopech na Bulgária e Lepanto nas Filipinas). 
b) Depósitos de ouro em veios, stockworks, disseminados ou em brecha (breccia- 
hosted). Estes vão conter bem menos sulfetos e cobre, podendo incluir muita barita 
(Publo Viero na República Dominicana; último estágio do El Índio). 
O tipo (a) tende ao (b) como resultado da oxidação supergênica de sulfetos. Ambos 
estilos de mineralização são acompanhados de assembléias de alteração argílica 
avançada, como quartzo e alunita, e cavidades de sílica que podem alojar ouro (em 
sub-superfície). O depósito de sulfeto maciço é zonado verticalmente, onde da base 
para o topo pode se observar: 
Pirita-bornita ± calcopirita ± tenantita para pirita-enargita ± luzonita ± digenita ± 
calcocita ± covelita. A capa de alteração argílica capeia alteração fílica, definindo a 
parte superior dos depósitos Cu-pórfiros. 
 
Gênese 
 
Em altas pressões, uma parte dos metais magmáticos particiona para uma 
fase volátil, coexistindo com uma salmoura rica em metais, como descreve o 
processo de efervecência ou degaseificação, mostrado na figura 10. Esta separação 
da fase volátil durante a ascenção causa complexação cloro-metais, como ouro e 
cobre. A mistura de fluidos magmáticos com os fluidos superficiais, de águas conatas 
é o principal fator descomplexante e desinstabilizador dos metais e formador dos 
depósitos. 
 
2.5 DEPÓSITOS EPITERMAIS DE BAIXA SULFETAÇÃO 
 
A filiação magmática dos depósitos de baixa sulfetação não são tão claras 
como para os de alta sulfetação. Contudo a associação de metais é a maior 
evidência, onde: 
• Ag e Sn ocorre em depósitos de magmas reduzidos, granitos cálcio alcalinos 
alto K peraluminosos ou tipo S; 
• Ag e/ou Au + Mo em riolitos alta sílica; 
• Au e Te + V em rochas alcalinas. 
 
13 
 
 
A Zonação vertical é bem marcada em muitos sistemas de baixa sulfetação, 
onde o conteúdo de metais-preciosos diminui com o aumento de Zn, Pb e Cu 
(calcopirita e tetraedrita). Anidrita pode substituir os metais-preciosos em 
profundidade. Essa variação vertical é um ótimo guia prospectivo. Entretanto, alguns 
depósitos gigantes como Cripple Creek no Colorado e Comstock Lode am Nevada 
não apresentam variações verticais em 1000 m. 
 Muitos depósitos de baixa sulfetação não apresentam relação com depósitos 
do tipo pórfiro, contudo, sistemas Cu-pórfiro tem normalmente veios de Au e Ag de 
baixa sulfetação na periferia destes. 
 Depósitos de alta e de baixa sulfetação tendem a ocorrer associados e no 
mesmo nível topográfico, mas somente em poucos distritos ambos são mineralizados. 
 
 
Figura 10 - Evolução de um fluido de origem 
magmática (5% NaCl) que ocorre como uma 
fase supercrítica em zonas de pressão 
litostática altas. O líquido exsolve do magma 
a temperaturas próximas de 800oC. 
Ascende na crosta (descompressão) e vai 
se separar em duas fases, por processos de 
efervênscencia a 1,3 Kbar. Se forma: 
- uma fase líquida hipersalina, de alta 
densidade, 
- uma fase vapor de baixa densidade. 
As fases ficam cada vez mais e 
menos salinas, a partir da condensação de 
hiperlíquidos oriundos da fase vapor. 
Figura 9 – modelo de 
formação dos fluidos 
mineralizantese 
depósitos epitermais 
de alta sulfetação 
(extraído de Sillitoe, 
1989). 
 
 
14 
2.5 ALTERAÇÃO HIDROTERMAL 
 
 Na alta sulfetação, a alteração hidrotermal se dá por substiuição da rocha 
encaixante, formando halos pervasivos de alteração argílica a base de sílica (quartzo 
vuggy), alunita, barita, anidrita. Por cima, ocorre uma litocapa estéril, com um núcleo 
silicoso e um halo de quartzo-alunita, mineralizado a Cu, Au, As (Ag, Pb). 
 
A sulfetação intermediária ocorre na forma de veios de quartzo com sericita 
(ilita), rodocrosita, barita e anidrita. Os veios de Au e Ag ocorrem associados aos 
depósitos de alta sulfetação. 
 
 Na baixa sulfetação, o par mineral característico é a adularia – sericita (que de 
fato é uma ilita, mineralogicamente). Ocorrem veios de calcedônia e calcita 
(roscoelita). Os metais principais são Au e/ou Ag (Zn, Pb, Cu). 
 
Na figura abaixo, é possível observar como os processos de mistura, boiling e 
condensação podem gerar alteração hidrotermal argílica avançada e possíveis 
depósitos epitermais. Somente o caso (A) é capaz de gerar mineralização do tipo alta 
sulfetação (HS), embora (B) e (C) podem revestir ou mascarar mineralizaçãoes do 
tipo intermediária e baixa sulfetação. 
 
 
 
 
 
Figura 11 – Origem de três tipos de alteração argílica avançada: (A) hipogênica profunda, 
própria da condensação de voláteis magmáticos ácidos e dissolução de condensados de 
águas meteóricas; (B) hipogênico raso (lixiviação ácida) próprio da condensação e absorção 
de voláteis (sem boiling) e oxidação subseqüente de H2S na zona vadosa; (C) supergênica, 
própria da oxidação de sulfetos acima do nível d´água. 
 
 
(HCl, SO2) 
Qualquer 
ambiente 
 com sulfetos 
Steam-heated waters, 
blanket morphology 
Litocapa (± HS) LS 
 
15 
2.6 FLUIDOS 
 
Dois tipos distintos de fluidos são responsáveis pela formação dos dois 
tipos de depósitos hidrotermais: 
• Em ambientes de alta sulfetação, os fluidos são ácidos e oxidantes; 
• Em ambientes de baixa sulfetação os fluidos são quase neutros e redutores. 
Estes dois fluidos tendem a circular em diferentes partes do sistema, o de baixa 
sulfetação geralmente externo ao de alta sulfetação (Figura 11). A neutralização dos 
fluidos de alta sulfetação devem produzir os fluidos neutros (franjas de Zn-Pb-Ag em 
depósitos de alta sulfetação, Butte, Montana). 
Em depósitos tipo alta sulfetação, o minério é hospedado por rochas lixiviadas, 
associadas com fluidos ácidos gerados em ambiente vulcânico-hidrotermal. A 
presença de sulfetos de alto estado de oxidação indicam a formação a partir de 
fluidos ácidos hipogênicos. 
Ao contrário, a composição dos fluidos responsáveis pela formação de veios 
mineralizados em depósitos de baixa sulfetação é similar a de águas observadas em 
poços de campos geotérmicos; sulfetos de baixo estado de oxidação se formam a 
partir destas águas reduzidas, de pH próximo a neutro. 
 
 
 
Figura 11 – Modelo de circulação de fluidos, mistura e formação de depósitos 
epitermais. 
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